3 Instrumentelle Seismologie - Landesamt für Geologie und

Das seismische Ereignis bei Landau
vom 15. August 2009
Abschlussbericht
der Expertengruppe
„Seismisches Risiko bei hydrothermaler Geothermie“
Hannover, 29.10.2010
Inhaltsverzeichnis
Inhaltsverzeichnis…………..…………….……………………………………………..1
Zusammenfassung……………………………………………………..………………...3
1
Einleitung………………………………………………………………………...5
2
Auswirkungen des seismischen Ereignisses vom 15. August 2009……...........8
2.1
Beobachtungen……………………………………………………….…………...8
2.2
Schadensmeldungen..… ……………………………………………………….....9
2.3
Makroseismische Analyse……………………………….…................................10
2.4
Instrumentelle Abschätzung der Erschütterungsstärke…………………………..14
2.5
Bewertung der Ergebnisse……………………………………………………….15
3
Instrumentelle Seismologie………………………………………………….... 17
3.1
Stand der Erkenntnisse beim Einrichten der Expertengruppe………………….. 17
3.2
Lokalisierung durch das KIT…………………………………………………… 20
3.3
Lokalisierung durch die BGR………………………………………………… 24
3.4
Synthese zur Hypozentrumsbestimmung………………………………………. 29
4
Kraftwerksbetrieb…………………………………………………………….. 30
5
Maßnahmen des Landesamtes für Geologie und Bergbau,
Rheinland-Pfalz……………………………………………………………….. 31
6
Seismologische Bewertung und mögliche Ursachen des Ereignisses………. 32
6.1
Wurde das Erdbeben vom 15.08.2009 durch geothermische
Energiegewinnung verursacht?........................................................................... 32
6.2
Standardmodell zur Ursache fluid-induzierter Erdbeben………………………. 34
6.3
Besondere Verhältnisse der tiefen Geothermie in Landau……………………... 37
7
Empfehlungen der Expertengruppe ………………………………………… 39
7.1
Mikroseismische Beobachtungsnetze…………………………………………...39
1
7.2
Seismische Gefährdungsanalyse für den Standort Landau…………………….. 40
7.3
Numerische Modellierung………………………………………………………42
7.4
Reaktionsschema und Beweissicherung bei unerwarteter Seismizität………….43
8
Ausblick und Forschungsbedarf……………………………………….……..44
Literaturverzeichnis ………………………………………………………………..…46
Glossar……………………………………………………………….…………............47
Abkürzungen…………………………………..………………………………............50
Anlagen……………………………………………………………………………...…51
2
Zusammenfassung
Das Erdbeben vom 15. August 2009 trat in einer Entfernung von weniger als 2 km von
den Bohrloch-Landepunkten des Geothermiekraftwerks Landau unter dem Stadtzentrum
von Landau auf. Die Tiefenlage des Erdbebens liegt bei 2,8 km ± 0.5 km und damit im
gleichen Tiefenbereich wie das geothermisch genutzte Reservoir. Des Weiteren hat seit
der Inbetriebnahme der Geothermieanlage auch die Anzahl der nicht spürbaren
Mikroerdbeben zugenommen. Die Expertengruppe ist daher der Meinung, dass ein
kausaler Zusammenhang zwischen der Seismizität seit November 2007 im Bereich um
Landau, die auch das Erdbeben vom 15. August 2009 beinhaltet, und der geothermischen
Energiegewinnung in Landau sehr wahrscheinlich ist.
Die Auswirkungen des seismischen Ereignisses vom 15. August 2009 wurden an Hand
von Erdbebenfragebögen, Schadensmeldungen und einer Messung der maximalen
Bodenschwinggeschwindigkeit an einem südlich des Stadtzentrums installierten
Seismometer bewertet. Die Stärke des Erdbebens liegt in einem Bereich, in dem leichte
nichtstrukturelle Schäden an empfindlichen Gebäuden nicht mehr vollkommen
ausgeschlossen werden können. Leichte strukturelle (Schäden an der Tragstruktur) oder
moderate nichtstrukturelle Schäden aber sehr unwahrscheinlich sind (EMS-98).
Das instrumentell bestimmte Hypozentrum, die Ergebnisse der Makroseismik sowie die
gemeldeten Schäden ergeben in der Synthese ein stimmiges Bild, das den engen
Zusammenhang zwischen den seismischen Ereignissen und dem geothermisch genutzten
Reservoir unterstreicht.
Die nach derzeitigem Kenntnisstand wahrscheinlichste Ursache des Erdbebens ist eine
Erhöhung des Porenwasserdrucks, die durch die Injektion von Wasser in tiefe
Gesteinsschichten hervorgerufen wurde. Dies setzte die Scherfestigkeit des Untergrundes
herab, so dass im Untergrund vorhandene tektonische Spannungen durch einen
Scherbruch, dem Erdbeben, abgebaut wurden. Die vom Porenwasserdruck im
Untergrundgestein abhängige Seismizität kann somit durch Reduktion der Fluidfließrate
und des Fluiddruckes im Bohrloch reduziert werden. Die hydraulische Druckausbreitung
erfolgt im Porenwasserraum und entlang von Klüften im Gestein des Untergrundes.
Dieser langsame Ausbreitungsvorgang führt zu einer zeitlichen Verzögerung zwischen
der Änderung des hydraulischen Drucks am Bohrloch einer Geothermieanlage und der
daraus folgenden Änderung des hydraulischen Drucks im weiter entfernten Gestein, der
für die Erdbebentätigkeit verantwortlich ist. Tritt eine unerwünscht hohe
Erdbebentätigkeit auf, kann der Prozess somit nicht sofort sondern nur zeitlich verzögert
gestoppt werden.
3
Die Expertengruppe hat eine Reihe von Empfehlungen erarbeitet:
•
Zur Begrenzung der Erdbebentätigkeit sollte die nicht spürbare Mikroseismizität
im Umfeld der Geothermieanlage mit Hilfe von Seismometern genau beobachtet
werden. Im Falle einer unerwünschten Zunahme der Seismizität kann dann
frühzeitig die Fließrate in der Geothermieanlage reduziert werden. Die
vorhandenen Beobachtungsnetze (seismologisches Netz und Immissionsnetz)
sollten durch zwei unabhängige weitere moderne hochempfindliche
Bohrlochmessstationen im näheren Umfeld des Kraftwerkes erweitert werden.
Langfristig sollten alle Betreiber von Geothermiekraftwerken angehalten werden,
kontinuierliche seismologische Wellenformdaten in Echtzeit in ein gemeinsames
Datenzentrum einfließen zu lassen sowie vereinheitlichte und abgestimmte
seismologische Datenformate zu verwenden. Um eine qualifizierte und
unabhängige Kontrolle der seismologischen Auswertungen zu gewährleisten,
sollte der Landeserdbebendienst Rheinland-Pfalz eingebunden werden.
•
Durchführung einer seismischen Gefährdungsanalyse: Anhand der bereits
aufgetretenen Seismizität sollten die Überschreitenswahrscheinlichkeiten
verschiedener maximaler Bodenschwinggeschwindigkeiten als Maß für die
seismische Gefährdung berechnet werden (probabilistische seismische
Gefährdungsanalyse). Um das Problem der möglichen Zeitabhängigkeit der
seismischen Gefährdung zu lösen, müssen zusätzlich numerische
Reservoirmodellierungen durchgeführt werden. Hierbei sollte die durch das
Geothermiereservoir verursachte hydraulische Druckausbreitung, die thermische
Kontraktion und die daraus resultierenden Spannungsänderungen im Untergrund
abgeschätzt werden.
•
Erstellung eines Reaktionsschemas, das bereits im Voraus die Vorgehensweise
bei unerwünscht hoher Seismizität festlegt. Das Reaktionsschema sollte hier
immer eine Schadensvermeidung zum Ziel haben und die verzögerte Reaktion des
Untergrundes auf Grund der langsamen Fluidausbreitung mit berücksichtigen.
•
Aufbau eines Messnetzes zur Bestimmung der Bodenschwinggeschwindigkeit
nach DIN 4150, wie an den Standorten Landau und Insheim mittlerweile erfolgt.
Dieses Messnetz dient im Schadensfall der Beweissicherung und soll eine
schnelle Regulierung garantieren, falls entgegen des Konzepts doch Schäden
aufgetreten sind.
•
Enge Zusammenarbeit zwischen Industrie und Forschung, um die noch offenen
Fragen zur fluid-induzierten Seismizität bei tiefer Geothermie in Deutschland
wissenschaftlich fundiert zu klären und anschließend die neuen Erkenntnisse
schnell in die Praxis umzusetzen.
4
1 Einleitung
Die Studie "Möglichkeiten geothermischer Stromerzeugung in Deutschland" (Büro für
Technikfolgen-Abschätzung beim Deutschen Bundestag, 2003) zeigt das große Potenzial
der Geothermie und misst ihr wegen der Grundlastfähigkeit eine besondere Bedeutung
zu. Die geothermische Strom- und Wärmeerzeugung kann zukünftig einen wesentlichen
Beitrag zu den Klimaschutzzielen der Bundesregierung und einer nachhaltigen Energieversorgung leisten. Im Mix einer zunehmend auf erneuerbaren Energien basierten Energieversorgung spielt die bedarfsgerecht regelbare Geothermie sowohl in der Strom- als
auch in der Wärmeerzeugung langfristig eine wichtige Rolle (Bericht der Bundesregierung über ein Konzept zur Förderung, Entwicklung und Markteinführung von geothermischer Stromerzeugung und Wärmenutzung, 2009). Nach dem Leitszenario der Leitstudie
2008 des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit sollen bis
2020 etwa 280 Megawatt Leistung installiert und 1,8 Milliarden Kilowattstunden Strom
aus tiefer Geothermie pro Jahr erzeugt werden. Entsprechend wird erwartet, dass 2020
insgesamt 8,2 Milliarden Kilowattstunden Wärme aus Anlagen der tiefen Geothermie
erzeugt werden können.
Ebenso wie bei der Gewinnung der konventionellen fossilen Energieträger Erdöl und
Erdgas kann unter besonderen Umständen auch die Nutzung der Geothermie mit Seismizität verbunden sein, so wie es die seismischen Ereignisse in Landau gezeigt haben. Anlässlich des Erdbebens im Umfeld des Geothermiekraftwerks Landau vom 15. August
2009 gründete sich auf Veranlassung des Ministeriums für Umwelt, Forsten und
Verbraucherschutz des Landes Rheinland-Pfalz eine Expertengruppe „Seismisches Risiko bei hydrothermaler Geothermie“. Sie hatte den Auftrag, das Ereignis zu beschreiben,
zu analysieren und zu bewerten, eine Einschätzung möglicher Ursachen abzugeben sowie
Empfehlungen im Hinblick auf den zukünftigen Betrieb zu erarbeiten und legt das Ergebnis ihrer Tätigkeit in dem vorliegenden Bericht vor. Die Empfehlungen für den Umgang mit möglicher Seismizität weisen über den Standort Landau hinaus. Durch diese
soll zum einen eine schnelle und eindeutige Zuordnung von möglichen Schäden gewährleistet werden, zum anderen weisen sie den Weg für Maßnahmen zur Begrenzung der
Seismizität, um die Geothermie als wichtigen Baustein unserer Energieversorgung zukunftsfähig zu halten.
5
Mitglieder der Expertengruppe
Organisation:
• LMR Prof. Dr. Karl Keilen (organisatorische Leitung), Gruppenleiter Energie,
Ministerium für Umwelt, Forsten und Verbraucherschutz, Mainz
• MR Werner Robrecht, zuständiger Referatsleiter Geothermie, Ministerium für
Umwelt, Forsten und Verbraucherschutz, Mainz
• MR Thomas Bode, zuständiger Referatsleiter für Geologie und Bergbau
Ministerium für Wirtschaft, Verkehr, Landwirtschaft und Weinbau; Mainz
Berichterstatter:
• Dr. Christian Bönnemann (fachliche Leitung), Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Leiter des Fachbereichs „Seismologisches Zentralobservatorium, Kernwaffenteststopp“, Hannover
• Diplom-Geologe Bernd Schmidt, Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz, Referat Ingenieurgeologie – Landeserdbebenregistrierung, Mainz
• PD Dr. Joachim Ritter, Karlsruher Institut für Technologie, Geophysikalisches Institut, Karlsruhe
• Diplom-Geophysiker Nicolai Gestermann, Bundesanstalt für Geowissenschaften
und Rohstoffe, Fachbereich „Seismologisches Zentralobservatorium, Kernwaffenteststopp“, Hannover
• Dr. Thomas Plenefisch, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe,
Fachbereich „Seismologisches Zentralobservatorium, Kernwaffenteststopp-“,
Hannover
• Dr. Ulrich Wegler, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Fachbereich „Seismologisches Zentralobservatorium, Kernwaffenteststopp-“, Hannover
Weitere Wissenschaftler:
• Prof. Dr. Rüdiger Schulz, Direktor, Leibniz-Institut für Angewandte Geophysik,
Geozentrum Hannover
• Dr. Oliver Heidbach, GeoForschungsZentrum Potsdam, Sektion ReservoirTechnologien, Potsdam
• Dr. Kermal Erbas, Deutsches GeoForschungsZentrum Postdam, Sektion 4.1: Reservoirtechnologien, International Center for Geothermal Research, Potsdam
• Dr. Stefan Baisch, Geschäftsführer Q-con GmbH (Geothermal reservoir engineering), Bad Bergzabern
• Dr. Elmar Rothert, Q-con GmbH (Geothermal reservoir engineering), Bad Bergzabern
6
Für die Betreiber des Geothermiekraftwerks Landau/Pfalz:
• Dr. Branka Rogulic, Geschätsführerin geo x GmbH, Landau
• Dipl.-Ing. Peter Hauffe, Geschäftsführer geo x GmbH, Landau
• Dr. Jörg Baumgärtner, BESTEC GmbH, Landau
• Thomas Hettkamp, BESTEC GmbH, Landau
• Dimitra Teza, BESTEC GmbH, Landau
Weitere Wissenschaftler im Auftrag des Betreibers:
• Dr. Ralf Fritschen, Leiter der Fachstelle für Erschütterungsmessung bei der DMT
GmbH/TÜV Nord, Essen
• Dr. Roy Baria, MilTec UK
• Dr. Will Pettitt, Applied Seismology Consultants (ASC), Shrewsbury
• Dr. Jennifer Andrews, Applied Seismology Consultants (ASC), Shrewsbury
7
2. Auswirkungen des seismischen Ereignisses vom 15. August 2009
2.1 Beobachtungen
Am 15. August 2009 um 14:10:51,9 Uhr (MESZ) ereignete sich ein Erdbeben mit einer
Lokal-Magnitude (ML) von 2,7, welches im ganzen Stadtgebiet von Landau und teilweise
im Umkreis deutlich spürbar war. Das Erdbeben wurde auch akustisch als lauter Knall
wahrgenommen. Zwischen dem 13. und 15. September 2009 folgten weitere 6 spürbare
Erdbeben, von denen das Erdbeben vom 14. September (20:38:17,1 MESZ) eine Magnitude (ML) von 2,4 aufwies (s. Tabelle 1).
Bei den beiden Erdbebendiensten von Rheinland-Pfalz (LER) und Baden-Württemberg
(LED) gingen nach den verspürten Erdbeben zahlreiche Meldungen ein, überwiegend per
E-Mail. Auf der Internet-Präsenz des Landesamt für Geologie und Bergbau RheinlandPfalz (LGB-RLP) wird seit einigen Jahren ein Erdbeben-Fragebogen bereitgestellt, der
das Melden von beobachteten Erschütterungen durch Erdbeben in einem standardisierten
Format ermöglicht (http://www.lgb-rlp.de/erdbeben_befragung.html).
Die Auswertung dieser Fragebögen liefert neben der instrumentellen Registrierung von
Erschütterungen hilfreiche Informationen zur Abschätzung der Auswirkungen. Mittels
Datum
13. Sep. 2009
14. Sep. 2009
14. Sep. 2009
14. Sep. 2009
15. Sep. 2009
15. Sep. 2009
Herdzeit
Magnitude Breite
Länge
Tiefe (NN)
ML
(WGS84)
(WGS84)
(MESZ)
19:47:20,70
1,7
49,190 °N
8,110 °E
5 km
±1,0 km
±1,0 km
(gesetzt)
20:38:17,13
2,4
49,188 °N
8,131 °E
2,8 km
±0,09 sec
±0,5 km
±0,5 km
±0,6 km
20:46:47,80
1,5
49,190 °N
8,140 °E
5 km
±1,0 km
±1,0 km
(gesetzt)
22:23:00,40
1,6
49,190 °N
8,120 °E
5 km
±1,0 km
±2,0 km
(gesetzt)
9:01:42,20
1,7
49,190 °N
8,150 °E
5 km
±2,0 km
±4,0 km
(gesetzt)
20:20:19,20
1,7
49,190 °N
8,130 °E
5 km
±2,0 km
±3,0 km
(gesetzt)
Tabelle 1: Liste der Erdbeben zwischen dem 13. und 15. September 2009, die von Teilen
der Bevölkerung in Landau verspürt wurden. Die Herdtiefe konnte teilweise nicht eindeutig bestimmt werden und wurde gesetzt.
8
der Fragebögen werden die Beobachtungen und eventuellen Schäden abgefragt und die
Begleitumstände möglichst detailliert erfasst. In der Zeitung Rhein-Pfalz wurde auf Anregung des LGB-RLP ein Hinweis auf diesen im Internet verfügbaren ErdbebenBefragungsbogen abgedruckt. Durch diesen „Aufruf“ erhöhte sich die Anzahl der eingehenden Fragebögen merklich. Insgesamt gingen beim LGB-RLP 217 Fragebögen zu dem
Ereignis vom 15.8.2009 ein.
2.2 Schadensmeldungen
Dem Betreiber der Geothermieanlage geo x wurden insgesamt 63 Schäden gemeldet.
Gemeldet wurden in erster Linie Risse unterschiedlicher Größe in Putz und Tapeten. Je
nach Gebäudekategorie sind dies Rissbildungen in Oberflächenstrukturen wie Abrieb,
Putz etc. oder Ablösungen bei Materialwechsel z. B. zwischen Verputz und Holz. Ausnahmen waren ein gesprungenes Aquarium und ein gesprungener Lampenschirm. In zwei
Fällen liegen die Schadensmeldungen signifikant über den übrigen Schäden. Für den ersten Fall wird in dem Baugutachten von Zorn (24.2.2010) konstatiert, „dass beim Bauvorhaben konstruktive Mängel vorliegen, die bereits im Vorfeld der Erdbebenereignisse vom
15. August bzw. vom 14. September 2009 zu Rißbildungen am Bauvorhaben geführt haben müssen“. Im Gutachten der Firma PLANALYZE (10.12.2009) werden für das gleiche Objekt ebenfalls konstruktive Mängel aufgezeigt und Windlasten als eine mögliche
Ursache der Schäden aufgeführt. Im zweiten Fall wurden Risse in einem Anbau gemeldet, auf dem der Landeplatz eines Hubschraubers liegt. Laut Gutachten der Firma PLANALYZE (9.12.2009) könne ein Zusammenhang mit äußeren Einwirkungen derzeit nicht
festgestellt werden, da die Rissbildungen konstruktive Ursachen vermuten ließen. Dazu
wird angemerkt, dass die bei den Hubschrauberlandungen entstehenden Krafteinwirkungen auf das Gebäude zum Schadensbild beigetragen haben könnten. Entsprechend finden
diese beiden Fälle keinen Eingang in die makroseismische Analyse.
Für die Begutachtung der Schäden, die unmittelbar nach dem 15.8.2009 gemeldet wurden
(insgesamt 5) wurde zunächst ein Gutachter von der geo x für die Begutachtung der
Schäden beauftragt. Für alle weiteren Schäden, die nach dem 14.9.2009 (insgesamt 58)
gemeldet wurden, wurde der Gutachter durch die Versicherung der geo x beauftragt. Bei
46 Schäden handelt es sich nach Aussagen des Gutachters um eindeutige Bauschäden.
Ein Zusammenhang mit dem Erdbeben vom 15.8.2009 ist somit ausgeschlossen. Bei 12
der begutachteten Schäden konnte laut Gutachter keine eindeutige Ursache festgestellt
werden. Ein Zusammenhang mit dem Erdbeben vom 15.8.2009 kann somit nicht ausgeschlossen werden. Die Schadenshöhe lag zwischen 200 EUR und 1.200 EUR.
Von den 63 Meldungen über Schäden konnten nur 21 für die makroseismische Auswertung verwendet werden. Ein Teil der Meldungen ging innerhalb der ersten beiden Wochen nach dem Erdbeben über den Fragebogen des LGB-RLP ein. 15 Meldungen wurden
vom Betreiber der Geothermieanlage geo x weitergegeben. Die übrigen Schadensmel-
9
dungen konnten nicht berücksichtigt werden, da keine ausreichenden Angaben über Ort
und Details vorlagen.
2.3 Makroseismische Analyse
Bei der makroseismischen Analyse werden die Auswirkungen eines Erdbebens auf Gebäude, Gegenstände oder Personen anhand von Beobachtungen erfasst und ausgewertet.
Mittels einer zwölfteiligen Intensitäts-Skala wird jedem Beobachtungsgebiet eine Intensität zugeordnet. Als Grundlage dienen die Angaben aus den Fragebögen. Die Auswertung
der Fragebögen des LGB-RLP zur Bestimmung der Intensitäten des Ereignisses vom
15.8.2009 erfolgte unter Zugrundelegung der European Macroseismic Scale EMS-1998
(Grünthal und andere, 1998). Die Kurzversion dieser zwölfteiligen Intensitätsskala ist im
Anhang A dargestellt.
Die dem LGB-RLP zugesandten Erdbebenfragebögen (217 Meldungen per Datum Ende
August 2009) wurden in einem ersten Schritt geografisch erfasst. Doppelmeldungen oder
mehrere Meldungen, die einer Liegenschaft zugeordnet werden konnten, wurden zu einem Datenpunkt zusammengefasst. Aus den 217 Meldungen wurden somit rund 200 Datenpunkte festgelegt. Die Schadensmeldungen, die der Betreiberfirma geo x gemeldet
wurden, lagen zum Zeitpunkt der Auswertung nur zu einem Teil in der Form (Ortsangaben, Details) vor, die für eine makroseismische Auswertung notwendig ist.
Jedem Datenwert wurde mittels der beschriebenen Beobachtungen ein vorläufiger Intensitätswert zugeordnet. Eine Karte mit den erfassten Datenwerten ist in Abbildung 1 zu
sehen. Der vergrößerte Ausschnitt mit dem Stadtgebiet von Landau ist in Abbildung 2
dargestellt. Die überwiegende Anzahl der Meldungen kamen direkt aus dem Stadtgebiet
von Landau. Außerhalb von Landau sind die Datenwerte auf wenige Ortschaften begrenzt
und somit nicht ausreichend belegt. Dies gilt auch für das Gebiet südlich der Landepunkte der Bohrung, wo es wegen fehlender Bebauung keine Beobachtungen gibt. Insgesamt
umfassen die Meldungen ein Gebiet mit einem Radius von ca. 5 km. Die Verteilung der
Beobachtung ist in diesem Gebiet recht heterogen.
Auffällig ist die Tatsache, dass sehr unterschiedliche Beobachtungen unmittelbar nebeneinander gemeldet wurden. Dies betrifft nicht nur das Stadtgebiet von Landau, sondern
auch die umliegenden Ortschaften. In Impflingen wurden z. B. in unmittelbarer Nachbarschaft Beobachtungen gemeldet, die der Intensität VI (leichte Schäden an Gebäuden)
bzw. der Intensität II (nur sehr leicht im Liegen wahrgenommen) entsprechen können.
Die Intensität fasst die Beobachtungen in einem Gebiet zusammen. Da die Anzahl der
Meldungen insgesamt recht gering ist, und wie beschrieben sehr unterschiedlich zu wertende Meldungen unmittelbar nebeneinander existieren, war die Auswertung vielfach
nicht eindeutig. Bei den vorliegenden Schadensmeldungen handelt es sich in erster Linie
10
um leichte Gebäudeschäden („Putzrisse“). Um ein Gebiet mit einer Intensität VI nach der
EMS-98 einzustufen, müssen laut Festlegung zwischen 20 und 50% der Gebäude der
Vulnerabilitätsklassen A und B Schäden vom Grad 1 (leichte Schäden wie Risse im Verputz) aufweisen. Für ein Gebiet, welches mit der Intensität V bewertet wird, weisen wenige (bis ca. 10%) der Gebäude der Vulnerabilitätsklassen A und B Schäden vom Grad 1
auf (Grünthal und andere, 1998). Da die Gebäude nicht nach Vulnerabilitätsklassen eingeteilt wurden, werden diese Gebäude hier vereinfacht als erhöht empfindliche Gebäude
bezeichnet. Auf Grund dieser Festlegung und der zum Teil unklaren Ursachen für die
gemeldeten Schäden, wurden keine Gebiete mit der Intensität VI vergeben. Als Epizentralintensität wurde die Intensität I0 = V (EMS-98) bestimmt.
Abbildung 1: Karte der Region um Landau, in der die Orte, für die Beobachtungen vorliegen, mit Punkten markiert sind. Entsprechend den Angaben wurde jeder Beobachtung
eine Intensität zugeordnet (Quelle: LGB-RLP). Die jeweilige Intensität ist entsprechend
der Skala (rechts unten) farblich kodiert. Das instrumentell bestimmte Epizentrum (blauer Stern) und das makroseismische Epizentrum (gelber Stern) sind ebenfalls eingezeichnet.
11
Abbildung 2: Ausschnitt der Karte von Abbildung 1 mit dem Stadtgebiet von Landau
(Quelle: LGB-RLP) Nähere Erläuterungen sind Abbildung 1 zu entnehmen.
Mittels eines numerischen Verfahrens wurde für die Datenwerte eine Isolinienkarte mit
Intensitätswerten erstellt (Abbildung 3). Im Schwerpunkt der Isoseiste V wurde das makroseismische Epizentrum mit den Koordinaten 8,114ºE und 49,195ºN bestimmt. Die Genauigkeit des Epizentrums wurde mit einem Radius von ca. 1,5 km abgeschätzt. Der Abstand zum instrumentell ermittelten Epizentrum (s. Tabelle 5) beträgt ca. 0,75 km. Berücksichtigt man die Ungenauigkeiten, dann ist dieses Ergebnis eine sehr gute Bestätigung des mit seismischen Registrierungen berechneten Epizentrums.
Auf Grund der sehr heterogenen Meldungen im Stadtgebiet von Landau hat die Auswertung der Daten zu keinen eindeutigen Flächen gleicher Intensität geführt. Die im Allgemeinen zu beobachtende klare Abnahme der Intensität mit der Entfernung zum Epizentrum konnte hier nicht beobachtet werden. Ebenso war die Festlegung der Isolinien nicht
eindeutig und zu stark abhängig von den Berechnungsparametern und einzelnen Daten12
werten. Die Intensitätsabnahme mit der Entfernung vom Epizentrum hängt wesentlich
von der Herdtiefe ab. So kann aus den Isoseistenradien mittels Inversion der Gleichung
für die makroseismische Intensitätsabnahme von Kövesligethy (Sponheuer 1960) die
Herdtiefe abgeschätzt werden. Da es eine zu große Unklarheit über einen Großteil der
Schadensmeldungen gibt und eine zu große Heterogenität der Meldungen zu verzeichnen
ist, wurde auf eine weitergehende Auswertung der makroseismischen Daten verzichtet.
Auf Grund dieser Umstände wäre es nicht möglich gewesen, mittels der makroseismisch
erfassten Daten eine zuverlässige Herdtiefe zu bestimmen.
Abbildung 3: Ergebnisse der makroseismischen Untersuchung. Dargestellt sind die Gebiete gleicher Intensität. Die jeweilige Intensität ist entsprechend der Skala farblich kodiert. Mit roten Punkten sind die Landepunkte der Geothermie-Bohrungen in Landau und
Insheim gekennzeichnet. Das mit instrumentellen Methoden berechnete Epizentrum ist
mit einem blauen Stern gekennzeichnet. Der rote Kreis gibt die Unsicherheit dieser Berechnung (±0.5 km in N-S und O-W Richtung) wieder. Der gelbe Stern markiert den
Schwerpunkt der Isoseiste V.
13
2.4 Instrumentelle Abschätzung der Erschütterungsstärke
Erschütterungsmessstationen zur Beweissicherung nach der DIN 4150 wurden in Landau
erst im September und Oktober 2009, also nach dem 15. August 2009, installiert. Aus
diesem Grund gibt es für das Stadtgebiet von Landau keine Messdaten, die Aussagen
über die Verteilung der maximalen Bodenschwinggeschwindigkeiten für das Erdbeben
vom 15. August 2009 ermöglichen würden. Diese Daten hätten beim Nachweis helfen
können, welche der beobachteten Schäden durch die Erschütterung als Folge der Erdstöße entstanden sind.
An der seismologischen Station TMO50 südlich des Stadtgebiets von Landau in ca. 1,5
km Entfernung zum instrumentell bestimmten Epizentrum (siehe Abbildung 9) wurden
die Bodenbewegungen, angeregt durch das Erdbeben vom 15. August 2009, aufgezeichnet. Die Station ist Teil des seismischen Registriersystems des KIT (Karlsruher Institut
für Technologie; Geophysikalisches Institut, seit 1. Oktober 2009 Nachfolgeinstitution
des Geophysikalische Institut der Universität Karlsruhe (TH)) im Umkreis von Landau.
Die Messung an dieser Station ergab eine maximale Bodenschwinggeschwindigkeit von
4,7 mm/s. Die Auswertung der Geschwindigkeitsspektren des Bebens vom 15.8. und
14.9. an den seismischen Stationen hat ergeben, dass die Spitzenwerte in der Regel im
Frequenzbereich zwischen 5 und 10 Hz liegen und damit in einem Frequenzbereich, der
durch den Breitbandsensor der Station TMO50 komplett erfasst wird. Es ist daher in diesem Fall möglich, aus den Breitbandregistrierungen der Station TMO50 die maximalen
Schwinggeschwindigkeiten abzuschätzen, die auch ein nach DIN 45669 kalibriertes
Messgerät ermittelt hätte. Es ist wahrscheinlich, dass die maximale Bodenschwinggeschwindigkeit von 4,7 mm/s am Epizentrum diesen Wert durchaus überschritten hat, da
die Bodenschwinggeschwindigkeit im Allgemeinen mit der Entfernung zum Hypozentrum abnimmt. Die an der Oberfläche mittels Seismometern gemessenen Bodenschwinggeschwindigkeiten und Frequenzen können sehr stark vom unmittelbaren Untergrund und den allgemeinen geologischen Verhältnissen abhängen sowie von der Abstrahlcharakteristik des seismischen Ereignisses. Beides kann zu einer lokal stark begrenzten Erhöhung oder Erniedrigung der Bodenschwinggeschwindigkeiten führen. Informationen über die geologischen Verhältnisse der Region Landau liegen zwar in Form
der geologischen Übersichtskarte von RLP (GÜK 300) vor, eine Relation zwischen dem
lokalen Untergrund und den daraus resultierenden Verstärkungseffekten erfordert jedoch
eine sogenannte spektrale seismische Mikrozonierung. Hier werden Zonen definiert, welche die geologischen Verstärkungen spezifisch betrachten. Dabei werden die verschiedensten Einflüsse wie Art, elastisches Verhalten und Mächtigkeit der Lockersedimente
und des Felsuntergrunds an jedem Standort festgelegt.
Es kann also nicht ausgeschlossen werden, dass auf Grund von Verstärkungseffekten an
einzelnen Standorten deutlich höhere Bodenschwinggeschwindigkeiten auftraten. Ebenso
14
sind diese Verstärkungseffekte am Standort der Station TMO50 (4,7 mm/s) nicht auszuschließen.
2.5 Bewertung der Ergebnisse
Die makroseismische Intensitätsskala basiert auf der Beschreibung von verschiedenen
Auswirkungen, die ein Erdbeben auslösen kann und reicht von nicht fühlbar bis zur völligen Zerstörung aller Bauwerke (siehe Tabelle 1 im Anhang A). Für eine Reihe von Anwendungen wie schnell erstellte Erschütterungskarten nach einem Erdbeben ist es sinnvoll, die Auswirkungen eines Erdbebens mittels der seismischen Registrierungen abzuschätzen. Hierfür wird der Zusammenhang zwischen der ortsabhängigen Intensität eines
Erdbebens und der seismisch gemessenen Bodenschwinggeschwindigkeit abgeschätzt.
Da es für das Erdbeben von Landau am 15. August 2009 Unklarheit über mögliche Auswirkungen und die Ursache von Schäden gibt, wurde versucht, diese Abschätzungen für
eine Bewertung mit einzubeziehen.
Intensität
Untere Grenze
[mm/s]
Beste Anpassung
[mm/s]
Obere Grenze
[mm/s]
III
0,8
1,7
1,8
IV
1,8
1,84
3,8
V
3,8
7,0
24
VI
24
47
60
Tabelle 2: Zusammenhang zwischen Intensität und Bodenschwinggeschwindigkeit (PGV,
Peak Ground Velocity) nach Kästli & Fäh (2006). Die Werte wurden für einen Datensatz
mit insgesamt 20 Erdbeben aus der Schweiz, Frankreich und Italien berechnet.
Nach der Arbeit von Kästli & Fäh (2006) über den Zusammenhang zwischen Intensität
und Bodenschwinggeschwindigkeit, würde man in einem Gebiet, welches mit einer Intensität V bewertet wird, mit Geschwindigkeiten zwischen 3,8 mm/s und 24 mm/s rechnen, wobei die beste Anpassung an den benutzten Datensatz bei 7 mm/s lag (s. Tabelle
2). Die Untersuchung wurde mit Daten aus der Schweiz, Frankreich und Italien durchgeführt. Der Zusammenhang zwischen der gemessenen maximalen Bodenschwinggeschwindigkeit von 4,7 mm/s an der seismischen Station TMO50 (s. Abschnitt 2.4) und
der im Epizentralbereich bestimmten Intensität von V in Landau stimmt mit dem von
15
Kästli & Fäh (2006) an anderen Standorten festgestellten Zusammenhang zwischen maximaler Bodengeschwindigkeit und Intensität überein.
DIN 4150 befasst sich allgemein mit Erschütterungen im Bauwesen. Der dritte Teil dieser DIN-Norm (Einwirkungen auf bauliche Anlagen) legt ein Verfahren für die Ermittlung und Beurteilung der durch Erschütterungen verursachten Einwirkungen auf bauliche
Anlagen, die für überwiegend ruhende Beanspruchung bemessen sind, fest und nennt
Anhaltswerte, bei deren Einhaltung keine Schäden im Sinne einer Verminderung des
Gebrauchswertes von Bauwerken eintreten. Drei verschiedene Gebäudearten finden hier
Berücksichtigung (siehe Tabelle 1, DIN 4150-3) mit jeweils unterschiedlicher Empfindlichkeit gegenüber einwirkenden Schwingungen.
Die Bausubstanz in Landau ist sehr heterogen und beinhaltet auch denkmalgeschützte
Objekte besonderer Anfälligkeit. In DIN 4150-3 sind Anhaltswerte für die Bodengeschwindigkeit gegeben, unterhalb derer selbst „kleinere Schäden kaum wahrscheinlich
sind“. Für die empfindlichste Gebäudeklasse nach DIN 4150 ist dieser Anhaltswert mit 3
mm/s für Fundamentfrequenzen im Bereich zwischen 1 Hz und 10 Hz angegeben (s. Tabelle 1, DIN 4150-3). Für die übrigen Gebäudeklassen ist dieser auf 5 mm/s festgelegt.
Diese eher konservativen und vorsichtigen Anhaltswerte haben sich in Deutschland als
Grenzwerte etabliert. Falls diese nicht überschritten werden, ist davon auszugehen, dass
beobachtete Schäden nicht durch Erschütterungen verursacht wurden. Werden diese Anhaltswerte nach Tabelle 1 der DIN eingehalten, „so treten Schäden im Sinne einer Verminderung des Gebrauchswertes, deren Ursachen auf die Erschütterungen zurückzuführen wären, nach den bisherigen Erfahrungen nicht auf“ (Zitat DIN 4150-3, Seite 3).
Als Ergebnis der makroseismischen Untersuchung und der seismischen Registrierungen
sind für das Epizentralgebiet im Stadtgebiet von Landau Bodenschwinggeschwindigkeitswerte über dem gemessenen Wert von 4,7 mm/s möglich. Angesichts dieser Werte
ist nicht auszuschließen, dass es als Folge des Erdbebens vom 15. August 2009 in Landau
zu vereinzelten Schäden an Gebäuden gekommen ist.
Ein Erdbebenschaden (ab Schadensgrad 2 der EMS-98, siehe Grünthal und andere, 1998)
im klassischen Ingenieurverständnis bedeutet, dass die Tragstruktur beeinträchtigt ist
oder einzelne Bauteile allein durch das Erdbeben derart geschädigt sind, dass sie für die
Nutzer oder die Umgebung eine Gefahr darstellen. Die Erschütterungen, die durch die
Erdbeben seit August 2009 verursacht wurden, bewegen sich in einer Größenordnung,
die keine derartigen Schäden auslösen können, wenn es sich um Baukonstruktionen handelt, die im Sinne der Bautechnik ordnungsgemäß erstellt und unterhalten sind.
16
3 Instrumentelle Seismologie
Am 15. August 2009, 14:10 Uhr (MESZ, Lokalzeit) und am 14. September 2009 18:38
Uhr wurden im Stadtgebiet von Landau zwei Erdstöße von großen Teilen der Bevölkerung verspürt. Diese Erdstöße wurden auch instrumentell von verschiedenen seismischen
Messnetzen registriert. Diese sind unter anderen: Landeserdbebenregistrierung Rheinland-Pfalz, Landeserdbebendienst Baden-Württemberg, Deutsches Seismologisches Regionalnetz, Netzwerke des Betreibers geo x und ein Netzwerk der Universität Karlsruhe
(Abbildung 4). Zwei Beispiele mit seismischen Registrierungen sind in den Abbildungen
5 und 6 wiedergegeben. Im Folgenden wird über die Auswertung dieser Daten berichtet
und einführend ein kurzer Exkurs in die Vorgehensweise zur Lokalisierung eines Erdbebens gegeben.
Anmerkungen zur Lokalisierung eines Erdbebens: Die Lage eines Erdbebenherdes wird
Hypozentrum (Geographische Lage und Tiefe) genannt. Zur Bestimmung der vier Hypozentralparameter (Herdzeit t0, geographische Breite, geographische Länge und Herdtiefe
h) werden die Ankunftszeiten tp und ts von Erdbebenphasen (Kompressionswellen (P),
Scherwellen (S) ) verwendet. Die Laufzeiten dieser Wellenphasen vom Erdbebenherd zu
den Messstationen werden unter Zugrundelegung eines Modells der seismischen Ausbreitungsgeschwindigkeit (Kompressionswellen-geschwindigkeit vp, Scherwellengeschwindigkeit vs) berechnet. Ein grundsätzliches Problem ist hierbei, dass die elastischen Ausbreitungsgeschwindigkeiten im Untergrund nur ungenügend bekannt sind; dies führt zu
modellbedingten Unsicherheiten bei der Bestimmung des Hypozentrums. Allgemein sind
die elastischen Ausbreitungsgeschwindigkeiten dreidimensionale Eigenschaften des Gesteinskörpers und unter Umständen richtungsabhängig (anisotrop). Man behilft sich in
den meisten Fällen mit einem mittleren eindimensionalen isotropen (richtungsunabhängigen) Geschwindigkeitsmodell (v(z), die Geschwindigkeit ändert sich nur mit der Tiefe z),
d.h. laterale Variationen und Anisotropie werden vernachlässigt. Dies führt zusammen
mit den restlichen Unsicherheiten der Messung (Zeitfehler dt) zu Ungenauigkeiten der
berechneten Hypozentralparameter und nicht erklärbaren gemessenen Laufzeitanteilen
(im Folgenden meist als mittlerer quadratischer Fehler RMS (Root Mean Square) angegeben). Diese Ungenauigkeiten werden im Folgenden als Fehler angegeben.
3.1 Stand der Erkenntnisse beim Einrichten der Expertengruppe
Die ersten Hypozentrumsbestimmungen des Erdbebens vom 15. August 2009, 14:10 Uhr
MESZ bei Landau ergaben unterschiedliche Werte. Der Landeserdbebendienst BadenWürttemberg (LED) bestimmte 2,5 ± 1,5 km Herdtiefe, die Firmen geo x GmbH und
BESTEC präsentierten Werte von 10,304 km und 9,312 km für zwei unterschiedliche
17
Geschwindigkeits-Tiefen-Modelle (Modell A-I und Modell A-II, siehe Anhang B). Die
Epizentren der beiden Lokalisierungen differierten ebenfalls: Das Epizentrum nach
geo x /BESTEC befindet sich 2-3 km westlich von Landau; das Epizentrum des LED befindet sich innerhalb des Stadtgebietes von Landau, nahe dem makroseismischen Maximum des Landesamts für Geologie und Bergbau, Rheinland-Pfalz. Diese Unterschiede
beruhen auf der Anwendung verschiedener Messdaten, verschiedener Auswertemethoden
und Geschwindigkeitsmodelle. In der Expertengruppe wurde am 4. September 2009 vereinbart, die Daten der verschiedenen Betreiber seismischer Netzwerke zusammenzufassen und eine neue Bestimmung der Hypozentralparameter unter Verwendung aller relevanten Daten durchzuführen.
Abbildung 4: Topographische Karte des Oberrheingrabens um Landau mit der Verteilung der im Bericht verwendeten seismischen Stationen (Dreiecke) und den Lokationen
der zum Geothermiekraftwerk in Landau gehörenden Bohrlöcher.
18
Abbildung 5: 3-Komponentenregistrierung der herdnächsten Station TMO50 für das
seismische Ereignis vom 15. August 2009. Eingezeichnet sind die Einsätze der P- und der
S-Welle (Pg bzw. Sg).
Abbildung 6: Vertikalkomponenten-Registrierungen einiger Stationen für das seismische
Ereignis vom 15. August 2009 (Filterung: Bandpass 1 – 8 Hz). Eingezeichnet ist jeweils
der Einsatz der P-Welle (Pg).
19
In der Beurteilung der Ursachen des seismischen Ereignisses vom 15. August 2009
kommt der Lage des Epizentrums und insbesondere auch der Herdtiefe große Bedeutung
zu. Die genaue Festlegung des Ortes und der Tiefe des Erdbebens ist grundlegend wichtig, um einen möglichen Zusammenhang zwischen dem seismischen Ereignis und der tiefen Geothermie zu untersuchen. Liegt das Hypozentrum nahe bei der Bohrung und dem
geothermischen Trägerhorizont, ist ein Zusammenhang eher wahrscheinlich, als wenn
das Hypozentrum entfernt von dem geothermischen Aquifer nahe einer bekannten Verwerfung lokalisiert wird (im Zusammenhang mit dem Erdbeben von Landau wäre dies
die westliche Hauptrandverwerfung des Rheingrabens bzw. die tektonischen Schollen im
Graben) und damit eher auf einen tektonischen Ursprung hindeutet. Eine Herdtiefe um 10
km würde ebenso für ein tektonisches Beben sprechen, wohingegen eine Herdtiefe zwischen 1 km und 5 km eher einem induzierten Beben zuzuordnen ist. Dennoch ist bei flachen Ereignissen Vorsicht angebracht, da einige wenige tektonische Beben auch in diesen
flachen Tiefen auftreten. Bei einer genauen Festlegung des Hypozentrums lassen sich
auch Zusammenhänge zu tektonischen Störungszonen und zu den Trägerhorizonten der
Geothermie herstellen. So kann auch analysiert werden, wie sich die eingebrachten Fluide ausgebreitet haben können. Nicht zuletzt ist die genaue Kenntnis des Hypozentrums
wichtig zum besseren Verständnis und zur Beurteilung der geographischen Verteilung
der Schadenswirkungen an der Erdoberfläche
Da die Genauigkeit der Lokalisierung des Hypozentrums maßgeblich von der Güte des
Geschwindigkeits-Tiefen-Modells abhängt, wurden vom Betreiber aktive seismische Experimente (Vertical Seismic Profiling) zur Ermittelung eines detaillierten Geschwindigkeits-Tiefen-Modells in Auftrag gegeben. Nach Meinung der Expertengruppe lässt das
verbesserte Modell eine Hypozentrumsbestimmung im Bereich Landau mit einer Genauigkeit von 1-2 km zu.
Aus den oben genannten Gründen war die Festlegung des Hypozentrums mehrfach Gegenstand der Sitzungen der Expertengruppe. Die Untersuchungen und Erkenntnisse zum
Hypozentrum werden deshalb im vorliegenden Bericht sehr ausführlich dargestellt. Nicht
zuletzt auch deshalb, weil es zunächst erhebliche Diskrepanzen hinsichtlich des Hypozentrums zwischen den Betreibern einerseits und den Erdbebendiensten und dem KIT
andererseits gab. Auch werden die Untersuchungen, die am KIT (Kap. 3.2) und in der
BGR (Kap. 3.3) unabhängig voneinander durchgeführt wurden, im vorliegenden Bericht
bewusst getrennt aufgeführt und in Kapitel 3.4 zu einer Synthese zusammengeführt.
3.2 Lokalisierung durch das KIT
Zur Verifikation und eventuellen Verbesserung der zuerst bestimmten Hypozentralparameter vom LED bzw. von den Betreibern wurde vom KIT folgendermaßen vorgegangen:
20
1) In den Seismogrammen wurden die Ankunftszeiten tp und ts sowie deren Differenz ts-tp neu bestimmt.
2) Alle Stationen im Umfeld von Landau innerhalb des Oberrheingrabens wurden
einbezogen.
3) Verschiedene Geschwindigkeitsmodelle, welche einem möglichst realistischen
Mittelwert für die Region des Oberrheingrabens um Landau entsprechen, kamen
zur Anwendung.
4) Unsicherheiten der Hypozentralparameter, welche sich durch die Zeitablesungen,
verwendeten Stationen und Unsicherheiten der seismischen Geschwindigkeiten
ergeben, wurden abgeschätzt.
Daten von sieben seismischen Stationen der Firma geo x (AH11, HS5, SOS2, SOS3,
SOS6, STS4 und SW27) und sieben Stationen des Geophysikalischen Instituts der Universität Karlsruhe (inzwischen KIT) wurden einbezogen. Alle Stationen befinden sich
innerhalb des Oberrheingrabens. Auf Daten der Landeserdbebendienste wurde verzichtet,
um auf Grund deren größerer Epizentraldistanz dreidimensionale Ausbreitungseffekte der
Wellen zu vermeiden, insbesondere die großen lateralen Unterschiede zwischen Grabeninnerem und Grabenschulter in der Oberkruste. An den insgesamt 14 Stationen konnten
jeweils die Einsatzzeiten tp und ts sowie deren Differenz ts-tp präzise bestimmt werden,
da die Messdaten ein sehr gutes Signal/Stör-Verhältnis aufwiesen. Somit wurden insgesamt 42 Datenwerte für die Lokalisierung gewonnen. Den bestimmten Einsatzzeiten tp
und ts wurde ein Ablesefehler zugeordnet, welcher bei der Bestimmung der Unsicherheit
der Lokalisierung berücksichtigt wird. Die gefundenen Einsatzzeiten sind nahezu identisch mit den Angaben in der Meldung des LED (Internetseite des LED:
http://www.lgrb.uni-freiburg.de/led_pool/led_pool/090815gj.txt). Sie wurden aus diesem
Grund als vertrauenswürdig betrachtet. Die Ableseunsicherheiten sind kleiner als die Residuen der Laufzeiten für das Hypozentralmodell, wenn man kleine Änderungen der seismischen Geschwindigkeiten vornimmt.
Die Bestimmung der Hypozentralparameter erfolgte mit dem Programm HYPOSAT von
Schweitzer (2001). Die ersten Modellierungen der Hypozentralparameter und die unterschiedlichen Tiefenmodelle von LED und geo x / BESTEC zeigten, dass die Wahl des
Geschwindigkeitsmodells (vp(z) und vs(z) ) der entscheidende Punkt bei der Tiefenbestimmung des Bebens ist, da die Güte der Einsatzzeiten als sehr gut betrachtet werden
kann (s.o.). Daher wurde versucht, durch die Variation der seismischen Geschwindigkeiten ein möglichst realistisches 1D-Geschwindigkeitsmodell zu finden. Diese Vorgehensweise ist heuristisch und erfahrungsbasiert. Eine entsprechende Messung von vp(z) und
vs(z) mit Kalibrierquellen in den Bohrungen oder sonstige Bohrlochmessungen standen
für den Bereich Landau bis Dezember 2009 nicht zur Verfügung. Als Qualitätskriterium
für das Geschwindigkeitsmodell dient die Minimierung der Laufzeitresiduen (gemessene
21
Laufzeit minus Laufzeit im Modell), d.h. die Anpassung an die hochwertigen Einsatzzeiten steuert die Modellfindung.
Die Modellierung der Hypozentralparameter ergab mit dem Geschwindigkeitsmodell der
Firma geo x / BESTEC eine schlechte Datenanpassung (Abb. 7; Modell A-I und A-II,
siehe Anhang B). Daher wurde versucht, mit der Versuch-und-Irrtum-Methode ein Geschwindigkeitsmodell zu finden, welches die gemessenen Einsatzzeiten besser erklärt.
Besonders die Verringerung der Scherwellengeschwindigkeit erlaubte eine bessere Anpassung, d.h. eine signifikante Verringerung des RMS-Wertes. Dies ist in Abb. 5 gezeigt,
wobei zunächst die Lösung mit Geschwindigkeitsmodell G anhand der ErdbebenEinsatzzeiten ohne weitere detaillierte Geschwindigkeitsinformationen als bevorzugt bewertet wurde. Ende Sept. 2009 wurde die Expertengruppe über diese Ergebnisse informiert; im November 2009 wurde dieser Lösungsvorschlag der Expertengruppe in Mainz
vorgestellt.
Abbildung 7: Zusammenhang zwischen Hypozentraltiefe und Güte der Datenanpassung
(mittlerer quadratischer Fehler RMS) für verschiedene seismische Geschwindigkeitsmodelle (A bis I). Modelle A-I und A-II: Geschwindigkeitsmodelle von geo x und
BESTEC vom Sept. 2009, Modelle B-G: Testmodelle zur Minimierung des RMS-Wertes.
Modell I: DMT Modell vom Dezember 2009 (weitere Details zu den Modellen siehe Anhang B). Der Fehlerbalken gibt jeweils die Ungenauigkeit der Hypozentraltiefe an.
22
Im Dezember 2009 wurde von geo x / BESTEC ein neues Geschwindigkeitsmodell der
Firma DMT zur Verfügung gestellt. In der Expertengruppe war beschlossen worden, dieses gemessene Geschwindigkeitsmodell für alle weiteren Lokalisierungsarbeiten zu verwenden. Mit diesem Modell I (Abb. 8) wurde eine Herdtiefe von 2,7 ± 0,4 km abgeleitet.
Das Epizentrum liegt nahe am makroseismischen Zentrum innerhalb der Stadt Landau.
Die Abhängigkeit der Anpassungsgüte RMS von der Herdtiefe in Abb. 7 legt eine Herdtiefe von weniger als 4 km nahe.
Abbildung 8: Geschwindigkeits-Tiefen-Modell, das von der DMT im Auftrag von geo x
und BESTEC für die Umgebung des Geothermiekraftwerks in Landau abgeleitet und für
die Lokalisierungen verwendet wurde (für nähere Informationen siehe Text).
Datum
15. Aug. 2009
14. Sept. 2009
Herdzeit (MESZ)
Breite
Länge
Tiefe (NN)
14:10:51.92
49,194 °N
8,122 °E
2,7 km
±0,05 s
±0,5 km
±0,5km
±0,4 km
20:38:17.13
49,188 °N
8,131 °E
2,8 km
±0,09 s
±0,5 km
±0,5km
±0,6 km
Tabelle 3: Durch KIT berechnete Hypozentralparameter (Ereignisse 15.8. und
14.9.2009) für Geschwindigkeitsmodell I.
23
3.3 Lokalisierung durch die BGR
Für die Lokalisierung des seismischen Ereignisses vom 15. August 2009 bei Landau
wurden von der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) alle zur Verfügung stehenden seismischen Aufzeichnungen herangezogen. Dies waren im einzelnen
Seismogramme der Stationsnetze der Betreiber, der Stationen des Landesamtes für Geologie und Bergbau in Rheinland-Pfalz (LGB), der Stationen des von der Universität
Karlsruhe (TH) / KIT temporär installierten Netzes um Landau sowie die Aufzeichnungen der Stationen der DMT GmbH & Co. KG (Deutsche Montan Technologie für Rohstoff, Energie und Umwelt). Insgesamt lagen damit Aufzeichnungen von 16 Stationen
vor. Die geographische Verteilung der Stationen ist in Abbildung 4 wiedergegeben.
Die Seismogramme wurden an der BGR manuell gesichtet und ausgewertet, indem die
Einsatzzeiten der erstankommenden Kompressionswelle P sowie der erstankommenden
Scherwelle S ermittelt wurden. Die Qualität der Aufzeichnungen war bei nahezu allen
Stationen sehr gut. Bedingt auch durch die hohe Abtastrate bei den Aufzeichnungen
konnten die Einsatzzeiten mit Genauigkeiten für die P- und die S-Welle im Hunderstelsekundenbereich bestimmt werden. Der so von der BGR aufgestellte Eingabedatensatz zur
Berechnung des Hypozentrums besteht aus 16 P-Einsätzen und 14 S-Einsätzen. Die für
die einzelnen Stationen ermittelten Einsatzzeiten sind in Anhang C angegeben.
Zur Beurteilung der Güte der abgelesenen Einsatzzeiten wurden diese mit den an der
Universität Karlsruhe (TH) / KIT ermittelten Einsatzzeiten verglichen. Der Vergleich ergab einen mittleren Unterschied in den Pg-Einsatzzeiten von lediglich 0,01 s, was einen
Unterschied von 1 Abtastpunkt entspricht sowie von 0,045 s für die S-Einsatzzeiten, die
von Natur aus durch das höhere Signal- Rausch-Verhältnis und durch Überlagerung von
konvertierten Phasen nicht so genau wie P bestimmt werden können. Als Fazit des Vergleichs lässt sich festhalten, dass die Wellenformen eine derartige Güte besitzen, dass die
Ablesungen verschiedener Autoren nahezu identisch sind. Unterschiede in den Hypozentralparametern, die sich bei den Auswertungen unterschiedlicher Gruppen, Institutionen bzw. Firmen ergeben haben, haben ihren Ursprung daher nicht in der Ablesung der
Einsatzzeiten.
Für die Berechnung des Hypozentrums durch die BGR wurde ebenfalls wie vom KIT das
Lokalisierungsprogramm HYPOSAT (Schweitzer, 2001) eingesetzt. Dieses Programm
wird schon seit Jahren weltweit in der Seismologie verwendet. Es besitzt einen offen liegenden Quelltext, wurde in einer wissenschaftlich anerkannten Zeitschrift veröffentlicht
und vergleichende Tests zu anderen Lokalisierungsprogrammen liegen vor. Als Eingabedaten werden die absoluten Einsatzzeiten der P- und S-Wellen sowie auch die Laufzeitdifferenzen von P- zu S-Wellen verwendet.
Entscheidend für die Bestimmung der Hypozentralparameter ist in diesem Fall, wie bereits in Kapitel 3.2 beschrieben, das verwendete Geschwindigkeits-Tiefen-Modell. In den
24
Inversionsrechnungen der BGR wurde das vom Landesamt für Geologie und Bergbau in
Rheinland-Pfalz zur Verfügung gestellte Geschwindigkeits-Tiefen-Modell verwendet,
das auf den von der DMT zur Verfügung gestellten Intervallgeschwindigkeiten beruht
(Abb. 8). Diese wurden über ein sogenanntes „Vertical Seismic Profiling“ für die Region
Landau bestimmt (Hänssler, 2009) und beziehen sich auf 10 verschiedene Schichten bis
zu einer Tiefe von 2,8 km. Darunter wurde eine Granitschicht mit Geschwindigkeiten von
vp=5,8 km/s und vs=3,3 km/s angenommen.
Im Folgenden werden die Lokalisierungsergebnisse der BGR beschrieben. Sie beruhen
auf der Grundlage der oben beschriebenen Einsatzzeiten, auf dem GeschwindigkeitsTiefen-Modell der DMT und auf den Berechnungen mit dem Programm HYPOSAT.
Zwei verschiedene Variationen des Grunddatensatzes wurden invertiert: a) Einsatzzeiten
aller Stationen im eigentlichen Graben ohne Station TM07, da diese im Gegensatz zu den
übrigen Stationen weiter entfernt von der bei Landau ermittelten Geschwindigkeitsstruktur liegt, und b) Stationen im Graben um Landau sowie die beiden Stationen PEB und
IMS (Abbildung 4) des LGB, die auf der westlichen Grabenschulter liegen und für die
ein gesondertes Geschwindigkeits-Tiefen-Modell verwendet wurde. Die Ergebnisse sind
in Tabelle 4 wiedergegeben. Die Hypozentralparameter für die leicht unterschiedlichen
Eingabedatensätze a) und b) unterscheiden sich nur unwesentlich. Die Epizentren liegen
ungefähr 1,5 km nördlich des Landepunktes der Bohrung GT La 2. Die Herdtiefen liegen
bei 2,7 km bzw. 2,9 km (Tabelle 4). Die Fehlerbereiche, die sich formal aus den Inversionsrechnungen ergeben, betragen ±0,2 km in der Breite, ±0,5 km in der Länge und ±0,3
km in der Tiefe. Die ermittelten Residuen (zeitliche Unterschiede zwischen berechneten
und tatsächlich beobachteten Einsatzzeiten) liegen im Mittel unter 0,16 s. Die mittleren
Residuen sind damit vergleichsweise niedrig, was das Vertrauen in die ermittelten Hypozentralparameter stärkt.
Datensatz
Modell BGR a:
alle Stationen
im Rheingraben
Modell BGR b:
Alle Stationen
im Graben +
PEB, IMS
Herdzeit (MESZ)
Breite
Länge
Tiefe (NN)
14:10:51.92
49,200 °N
8,123 °E
2,9 km
±0,05 s
±0,2 km
±0,4 km
±0,3 km
14:10:51.97
49,199 °N
8,122 °E
2,7 km
±0,09 s
±0,2 km
±0,5 km
±0,3 km
Tabelle 4: Von der BGR bestimmte Hypozentralparameter für a) alle Stationen im
Rheingraben und b) für den gleichen Datensatz ergänzt durch die Einsatzzeiten der Stationen PEB und IMS des LGB.
25
Die Lokalisierungen der BGR wurden mit denen vom KIT verglichen. In der geographischen Länge und Breite sowie in der Herdtiefe weichen die bevorzugten Lokalisierungen
nur ca. 0.6 km bzw. in der Herdtiefe nur 0.1 km voneinander ab. Auf einem Treffen der
Seismologie-Experten der Expertengruppe am 4. Februar 2010 an der BGR in Hannover
wurden die Ergebnisse der einzelnen Autoren noch einmal diskutiert und zu einer abschließenden Lokalisierung zusammengeführt. Das Ergebnis ist in Tabelle 5 angegeben.
Datum
15. Aug. 2009
Herdzeit (MESZ)
Breite
Länge
Tiefe (NN)
14:10:51.92
49,196 °N
8,124 °E
2,8 km
±0,05 s
±0,5 km
±0,5 km
±0,5 km
Tabelle 5: Abschließend von der Expertengruppe festgelegte Hypozentralparameter für
das Erdbeben vom 15. August 2009.
Das so festgelegte Endergebnis der Hypozentralparameter sowie auch die Einzelergebnisse stehen in Diskrepanz zu den Ergebnissen, die von der Firma ASC (Applied Seismology Consultants) im Auftrag der Firmen geo x und BESTEC berechnet wurden. Zunächst wurde das Epizentrum von ASC 2-3 km westlich von Landau in einer Tiefe von
10 km festgelegt. In einer überarbeiteten Hypozentrumsbestimmung kommt das Epizentrum von ASC näher an den Bohrpunkt bei Landau zu liegen und steht damit mit dem der
Expertengruppe in Einklang. Die von ASC ermittelte Herdtiefe zeigte jedoch mit einer
Tiefe von 4,7 km noch eine Abweichung zu der von der Expertengruppe angegeben Tiefe
von 2,8 ± 0,5 km.
In Abbildung 9 bzw. Abbildung 10 sind die Epizentren und die Herdtiefen dargestellt, die
von der BGR und vom KIT ermittelt wurden, zusammen mit den jeweiligen Vertrauensbereichen, wie sie formal aus dem Lokalisierungsprogramm folgen. Es wird deutlich,
dass die Epizentren in Länge und Breite weniger als 800 m voneinander differieren (max.
1,2 km unter Berücksichtigung der Vertrauensbereiche). Das Epizentrum liegt damit 1-2
km nördlich der beiden Bohrungen. Die Herdtiefen differieren um 0,3 km (0,9 km unter
Berücksichtigung der Vertrauensbereiche) und liegen zwischen 2,7 und 3,0 km Tiefe.
Abbildung 11 gibt den RMS-Wert der Residuen in Abhängigkeit der Herdtiefe wieder. Es
zeigt sich, dass der RMS-Wert zwischen 2,0 km und 3,3 km am niedrigsten ist und damit
diesen Tiefenbereich für das Ereignis festlegt. Weiterhin wird deutlich, dass bei der Inversion das absolute Minimum und nicht fälschlicherweise ein lokales Minimum gefunden wurde.
26
Abbildung 9: Geographische Lage der Epizentren, die von KIT und BGR (Eingabedatensätze a und b) berechnet wurden, sowie des Epizentrums, das von der Expertengruppe
festgelegt wurde. Ebenfalls angegeben sind die Landepunkte der Bohrungen (rote Kreise)
und der nächstgelegenen Stationen (schwarze Dreiecke).
Abbildung 10: Herdtiefen berechnet vom KIT (grün) und der BGR (hell- und dunkelblau)
sowie die von der Expertengruppe festgelegte Herdtiefe (rot) jeweils mit Vertrauensbereichen.
27
Außerdem konnte von der BGR aus den ermittelten Laufzeiten der P- und S-Wellen ein
sogenanntes Wadati-Diagramm erstellt werden, aus dessen Steigung sich ein vp/vsVerhältnis von 1.85 ergibt (Abbildung 12). Dieses Verhältnis stimmt gut mit dem gemittelten vp/vs-Verhältnis aus dem von der DMT zur Verfügung gestellten Geschwindigkeits-Tiefen-Modell überein und bestätigt damit die Verwendung desselben.
Abbildung 11: Die mit dem Lokalisierungsprogramm HYPOSAT berechneten RMSWerte in Abhängigkeit der vorgegebenen Herdtiefen (rote Punkte).
Abbildung 12: Wadati-Diagramm zur Bestimmung des vp/vs Verhältnisses in der Epizentralregion. Die gemessenen Einsatzzeiten der Pg-Welle (blaue Punkte) an den zum
Epizentrum nächstgelegenen Stationen sind in Sekunden nach 14:10 (MESZ) angegeben.
28
3.4 Synthese zur Hypozentrumsbestimmung
Zusammenfassend ist festzuhalten, dass die Hypozentrums-Untersuchungen der BGR
und des KIT zum seismischen Ereignis am 15. August 2009 bei Landau zu folgenden Erkenntnissen und Ergebnissen geführt haben:
a) Die Datenqualität der seismischen Registrierungen der Stationen um Landau ist
für das Ereignis vom 15. August 2009 sehr gut. Die P- und S-Einsatzzeiten können mit großer Genauigkeit bestimmt werden. Eventuelle Abweichungen in den
Lokalisierungen unterschiedlicher Autoren können deshalb nicht auf die Ablesegenauigkeit der Einsatzzeiten zurückgeführt werden.
b) Die Epizentren (unabhängig bestimmt vom KIT und von der BGR) liegen in der
Länge und in der Breite weniger als ± 600 m voneinander entfernt, und zwar ungefähr 1,5 km NNW des Endpunkts der Bohrung GT La2 unter dem Stadtgebiet
von Landau.
c) Die Herdtiefen (unabhängig bestimmt vom KIT und von der BGR) liegen zwischen 2,3 km und 3,3 km Tiefe..
d) Das Hypozentrum und die Herdzeit werden von der Expertengruppe wie folgt
festgelegt:
Länge: 8,124° ± 0,5 km Breite: 49,196° ± 0,5 km Tiefe: 2,8 km ± 0,5 km,
Herdzeit: 14:10:51.92 (MESZ)
e) Das aus den gemessenen Einsatzzeiten über ein Wadati-Diagramm bestimmte
vp/vs-Verhältnis von 1,85 ist ähnlich dem gemittelten vp/vs-Verhältnis des benutzten v(z)-Modells und bestätigt dieses insofern.
Zusammenfassung: Das Erdbeben vom 15.08.2009 bei Landau befindet
sich den Ergebnissen der Expertengruppe zur Folge in unmittelbarer
Nähe der Bohrloch-Landepunkte (≤ 2 km entfernt) und im gleichen Tiefenbereich wie das geothermisch genutzte Reservoir.
29
4 Kraftwerksbetrieb
Vom 5. August 2005 bis 7. Oktober 2005 wurde die erste Bohrung (Förderbohrung) bis
in eine Tiefe von 3300 m abgeteuft, die Bohrung wurde dabei bis 33 Grad abgelenkt. Bis
zum 22.11.2005 wurden Bohrlochmessungen und hydraulische Test durchgeführt. Die
zweite Bohrung GT La2 (Reinjektionsbohrung) wurde vom 22. Januar 2006 bis 15. März
2006 bis in eine Tiefe von 3340 m abgeteuft. Die maximale Ablenkung gegenüber der
Vertikalen betrug dabei 25 Grad. Die entsprechenden Bohrloch- und Hydrauliktests wurden am 29. April 2006 abgeschlossen. Der Abstand der beiden Fuß- bzw. Landepunkte
beträgt dabei 1462 m. Anschließend erfolgte die Kraftwerksplanung mit folgenden Rahmendaten: Fördermenge 50 -70 l/s bei einer Thermalwassertemperatur von 155-160 °C.
Die thermische Gesamtleistung beträgt dabei 33 MW, die elektrische Leistung Pmax 4
MW und die erzeugte Wärme maximal 6 MW bei einem finanziellen Gesamtaufwand
von 22 Mill. €. Der Auftrag zum Kraftwerksbau wurde am 13. Juli 2006 an die Firma
ORMAT vergeben, der Baubeginn startete am 29. Mai 2007. Der Start des Probebebetriebs begann am 21. November 2007 um 11:12 Uhr MEZ. In den ersten anderthalb
Jahren fanden insgesamt 52 Abschaltungen statt.
Am 15. August 2009 um 12:12 Uhr MESZ täuschte ein defekter Ölfühler einen Ölmangel
in der OCR-Anlage vor. Die Folge war ein selbständiges Abschalten des Kraftwerkes
verbunden mit einer Alarmierung des Bereitschaftsdienstes. Der Injektionsdruck an der
Bohrung GT La2 sank von 51 bar um 12:12 auf 25 bar um 12:30 Uhr MESZ und auf ca.
8 bar um 14 Uhr MESZ. Der Produktionsdruck sank von 23 bar um 12:12 Uhr MESZ auf
ebenfalls 8 bar ab. Um 14:11 Uhr MESZ kam es dann zu dem Erdbeben der Magnitude
2,7. Die Produktion wurde um 16:07 Uhr MESZ wieder vollständig aufgenommen, die
Injektion 10 Minuten später. Das Kraftwerk selbst ging um 16:22 Uhr MESZ wieder ans
Netz. Der Injektionsdruck betrug um 18 Uhr MESZ 48 bar. Der beobachtete Druckaufbau
nach einem kurzen Einschluss benötigt über einen Tag, um sein altes Druckniveau zu erreichen. Die Produktions- und Injektionsfließraten dagegen betrugen vor und nach dem
Stillstand weiterhin ca. 70 l/s.
30
5 Maßnahmen des Landesamtes für Geologie und Bergbau,
Rheinland-Pfalz
Durch den Betreiber wurde zu Überwachungszwecken ein seismisches Beobachtungsnetz
im Umfeld der Bohrungen installiert. Seit Juli 2009 wurde von der Universität Karlsruhe
auf Initiative des LGB Rheinland-Pfalz zusätzlich ein seismischen Messnetz betrieben.
Dieses System wurde zwar im Zusammenhang mit den geplanten Stimulationsmaßnahmen am Standort Insheim installiert, um dem Landeserdbebendienst Rheinland-Pfalz eine
präzisere Lokalisation der zu erwartenden Erschütterungen bei Insheim zu ermöglichen,
konnte aber durch die Inbetriebnahme vor dem Erdbeben vom 15. August 2009 auch für
die Bestimmung der Hypozentralparameter des Erdbebens bei Landau herangezogen
werden. Die Registrierungen der beiden Netzwerke wurden zusammengeführt und einheitlich ausgewertet. Zusätzlich wurde aus den von den Experten vorgeschlagenen VSPMessungen ein abgestimmtes Geschwindigkeitsmodells des Untergrundes abgeleitet.
Hierdurch konnten die Erdbeben genau lokalisiert werden und eindeutig in der Nähe der
Bohrungen lokalisiert werden..
Nach dem ersten spürbaren Erdstoss am 15. August 2009 hat das Umweltministerium
Rheinland-Pfalz eine Expertengruppe zur Untersuchung der Ereignisse vom 15. August
2009 ins Leben gerufen. Am 15. September 2009 wurde dann das Kraftwerk vom Netz
genommen. In der Folge verlangte die Zulassungsbehörde von der geo x GmbH die Erfüllung mehrerer zusätzlicher Auflagen für die Verlängerung der Ende September 2009
auslaufenden Genehmigung des Probebetriebes.
Nach Erfüllung der Auflagen (1. Begrenzung des Reinjektionsdrucks, 2. Installation eines
Immissionsmessnetzes, 3. Erhöhung der Sicherheitsleistung) durch die geo x GmbH erteilte die zuständige Behörde (Abt. Bergbau im LGB) die Genehmigung zum Wiederanfahren des Kraftwerksbetriebes im Rahmen einer Verlängerung des Probebetriebes (Dezember 2009).
Die Beobachtungsnetze (seismologisches Netz und Immissionsnetz) wurden inzwischen
erweitert und die Ausfallzeiten einzelner Stationen reduziert. Allerdings sollten zwei weitere moderne Bohrlochmessstationen im näheren Umfeld des Kraftwerkes installiert werden. Dann könnten auch die schwächeren Beben lückenlos aufgezeichnet werden, um so
statistisch gesicherte Erkenntnisse über die Auftretenswahrscheinlichkeit von spürbaren
Beben zu gewinnen und unstrittige Lokalisierungen durchführen zu können.
31
6 Seismologische Bewertung und mögliche Ursachen des Ereignisses
6.1 Wurde das Erdbeben vom 15.08.2009 durch geothermische Energiegewinnung
verursacht?
Das Erdbeben vom 15.08.2009 fällt räumlich in die Nähe des Geothermiekraftwerks
Landau, wobei sich das Hypozentrum (der Ort des Erdbebenherdes) weniger als 2 km
von den Landepunkten der Bohrungen entfernt befindet. Des Weiteren liegt die Herdtiefe
im Rahmen der seismologischen Lokalisierungsgenauigkeit in derselben Tiefe wie das
geothermische Reservoir, aus welchem das heiße Fluid gefördert wird bzw. in welches
reinjiziert wird. Dies kann nicht ohne weiteres als sicherer Beweis gewertet werden, dass
das Erdbeben durch die geothermische Energiegewinnung verursacht wurde. Da im
Oberrheingraben natürliche Erdbeben auftreten und auch flache natürliche Erdbeben bekannt sind, könnte das Erdbeben vom 15.08.2009 auch zufällig in der Nähe des Geothermiekraftwerks liegen und ein natürlich verursachtes Erdbeben sein. Des Weiteren wurde
und wird in der Umgebung von Landau oberhalb von 2.000 m Tiefe Erdöl gefördert, was
ebenfalls induzierte Erdbeben verursachen könnte. Zur Beantwortung der Frage, ob das
Erdbeben vom 15.08.2009 durch die geothermische Anlage in Landau verursacht wurde,
müssen daher statistische Methoden verwendet werden, die die Seismizität in ihrer Gesamtheit analysieren.
Abbildung 13 zeigt die in einem Bereich um Landau aufgetretene Seismizität im Zeitintervall 01.01.2000 – 30.06.2010. Hierbei wurden die herkömmlichen, routinemäßig
durchgeführten Erdbebenauswertungen der staatlichen seismologischen Observatorien
(LED-BW, LER-RP, BGR) betrachtet, wobei der ausgeschnittene Bereich um Landau die
geografischen Breiten von 49.17o bis 49.22 o und die geografischen Längen von 8.05 o bis
8.17 o umfasst. Der Bereich um Insheim und die dort durch hydraulische Stimulationen
verursachten Erdbeben wurden hierbei also nicht eingeschlossen. Man erkennt, dass im
betrachteten Untergrundvolumen um Landau zwischen dem 01.01.2000 und der Inbetriebnahme des Geothermiekraftwerks Landau am 21.11.2007 von den staatlichen Observatorien weder natürliche Seismizität noch durch Erdölförderung induzierte Seismizität
beobachtet wurde. Zwischen dem 21.11.2007 und dem 30.06.2010 wurden von den Observatorien insgesamt 25 Erdbeben mit Lokalmagnituden ML zwischen 1,3 und 2,7 um
Landau gemeldet. Die meisten dieser Erdbeben lagen unterhalb der menschlichen Wahrnehmungsgrenze und konnten nur mit empfindlichen Messinstrumenten nachgewiesen
werden. Das verwendete Stationsnetz der staatlichen seismologischen Observatorien hat
sich im gezeigten Zeitraum im weiteren Bereich um Landau nicht wesentlich verändert.
Als Reaktion auf die Erdbebentätigkeit bei Landau wurde von der BGR in Zusammenarbeit mit dem Landeserdbebendienst Rheinland-Pfalz ein Echtzeitstation in Landau installiert, die ab 25.09.2009 die Detektionsschwelle für die Ereignisse in Landau leicht ernied32
rigt hat. Die statistische Betrachtung der gesamten Seismizität ergibt eine extrem geringe
Wahrscheinlichkeit, dass diese 25 Erdbeben alle tektonischen Ursprungs sind, sich dabei
zufällig in der Nähe des Geothermiekraftwerks ereigneten und zufällig nach Inbetriebnahme des Geothermiekraftwerks auftraten.
Zusammenfassung: Die Expertengruppe ist der Meinung, dass ein kausaler Zusammenhang zwischen der Seismizität seit November 2007 im
Bereich um Landau, die auch das Erdbeben vom 15.08.2009 beinhaltet,
und der geothermischen Energiegewinnung in Landau sehr wahrscheinlich ist, da sowohl ein enger räumlicher als auch ein zeitlicher Zusammenhang gegeben ist.
Abbildung 13: Von den staatlichen Erdbebenobservatorien in Deutschland beobachtete
Seismizität im Bereich um Landau für den Zeitraum 01.01.2000 – 30.06.2010. Für jedes
Erdbeben markiert die Lage eines schwarzen Punkts den Zeitpunkt des Auftretens und die
dazugehörige Lokalmagnitude ML als Maß für die Stärke. Der Zeitpunkt der Inbetriebnahme des Geothermiekraftwerks Landau am 21.11.2007 ist als gestrichelte Linie markiert. Das stärkste der dargestellten Erdbeben trat am 15.08.2009 auf.
33
6.2 Standardmodell zur Ursache fluid-induzierter Erdbeben
Bereits seit den 1960er Jahren ist bekannt, dass Änderungen im Druck des Porenwassers
Erdbeben auslösen können (z.B. Healy und andere, 1968). Man spricht in diesem Fall
von „fluid-induzierten“ Erdbeben. Hierbei bedeutet die Vorsilbe „fluid“, dass Flüssigkeiten eine Rolle spielen, während induziert bedeutet, dass die Erdbeben durch menschliche
Aktivitäten hervorgerufen wurden. Neben Änderungen im Porendruck (fluid-induziert)
können Erdbeben auch durch Auflaständerungen (z.B. durch Bergbau) hervorgerufen
werden. Fluid-induzierte Erdbeben sind insbesondere bei der Verpressung flüssiger Abfälle im tiefen Untergrund bekannt. Das größte Erdbeben, das nach derzeitigem Wissensstand auf diese Art menschlich verursacht wurde, fand am 9.8.1967 in der Nähe von
Denver (USA) statt und hatte eine Magnitude von ca. M=5,5. Hierbei wurden insgesamt
620 Millionen Liter Flüssigkeit verpresst, wobei die mittlere Verpressungsrate 8 l/s und
der maximale Bohrlochkopfdruck 72 bar betrugen (z.B. Nicholson und Wesson, 1990).
Im Gegensatz zur tiefen Geothermie wird bei der Verpressung flüssiger Abfälle keine
Flüssigkeit aus dem Untergrund entnommen sondern ausschließlich injiziert. Ein weiteres
Feld, bei dem Porendruckänderungen induzierte Seismizität verursachen können, ist das
Befüllen von Wasserreservoiren hinter großen Staudämmen. Das größte allgemein anerkannte, durch Staudämme induzierte Erdbeben trat am 10.12.1967 in der Nähe des Koyna-Reservoir in Indien auf (z.B. Gupta und andere, 1969). Bei Staudämmen treten zusätzlich zur Porendruckänderung auch Änderung der Spannung durch Auflast auf.
Die tiefe Geothermie schließlich ist ein weiteres Beispiel, bei dem bekannt ist, dass Erdbeben durch Porendruckänderungen verursacht werden können. Hierbei ist zwischen den
sogenannten hydraulischen Stimulationen und dem Dauerbetrieb des geothermischen
Kraftwerks zu unterscheiden. Wenn die Durchlässigkeit des Untergrundes nicht ausreicht, um ein geothermisches Kraftwerk zu betreiben, wird mit hohem Druck Wasser in
das Bohrloch verpresst. Dieser Vorgang wird als hydraulische Stimulation oder als Wasser-Frac-Verfahren bezeichnet. Hierdurch werden neue Risse im Untergrund erzeugt oder
bestehende aufgeweitet. Diese Rissbildungen, die in vielen Fällen erforderlich sind um
ein geothermisches Reservoir zu erzeugen, entsprechen aus geophysikalischer Sicht kleinen Erdbeben. Im Dauerbetrieb des Kraftwerks wird im Allgemeinen aus einem Bohrloch
heißes Wasser entnommen. Nach der Nutzung zur Energiegewinnung oder zum Heizen
wird das abgekühlte Wasser in einem zweiten Bohrloch anschließend wieder in den Untergrund verbracht. Auch im Dauerbetrieb können Erdbeben verursacht werden. Die Erdbebentätigkeit bei Fluidinjektionen in tiefe Gesteinsschichten oder bei tiefer Geothermie
hängt im Detail von verschiedenen Parametern wie z.B. der tektonischen Situation, dem
Spannungsfeld, dem Druck und den Fließraten ab. Die beobachteten Erdbebentätigkeiten
in den oben genannten Beispielen können deshalb nicht ohne weiteres auf das Geothermiekraftwerk Landau übertragen werden. Die prinzipielle Ursache der fluid-induzierten
34
Seismizität ist jedoch in allen Fällen vergleichbar und lässt sich durch das folgende Standardmodell erklären:
Das Gestein der Erdkruste ist nach derzeitigem Wissensstand überall auf der Welt gespannt. Diese Spannungen werden durch tektonische Kräfte verursacht. Übersteigt die
Scherspannung im Untergrund einen kritischen Wert τ crit kommt es zu einem Scherbruch, der unabhängig von der Größe der Bruchfläche als „Erdbeben“ bezeichnet wird.
Diese kritische Scherspannung wird auch als Scherfestigkeit bezeichnet. Hierbei treten
Brüche insbesondere an bereits vorhandenen Schwächezonen der Erdkruste auf. Nach
dem Mohr-Coulomb-Bruchkriterium kann die kritische Scherspannung τ crit , bei der es zu
Erdbeben kommt, durch die folgende Gleichung abgeschätzt werden:
0
τ crit = μ (σ n − Pf ) + τ crit
.
Hierbei sind μ der Reibungskoeffizient, σ n die Normalspannung, die senkrecht auf der
0
potenziellen Bruchfläche liegt, Pf der Druck des Porenwassers und τ crit
die kritische
Scherspannung bei einer Normalspannung von 0, die auch als Kohäsion bezeichnet wird.
Das Mohr-Coulomb-Bruchkriterium besagt, dass eine Spannung, die senkrecht auf der
möglichen Bruchfläche liegt, dem möglichen Bruchprozess durch verstärkte Reibung
entgegenwirkt. Je höher die Normalspannung σ n ist desto höher muss die kritische
Scherspannung τ crit sein, damit es zum Scherbruch entlang einer Schwächzone kommt.
Der Porenwasserdruck Pf wirkt dieser Normalspannung σ n entgegen. Durch eine Erhöhung des Porendrucks wird die Reibung herabgesetzt und die kritische Scherspannung
τ crit sinkt.
Zusammenfassung: Die nach derzeitigem Stand der Wissenschaft anerkannte Theorie zur Ursache fluid-induzierter Erdbeben besagt, dass
durch die Injektion von Wasser in tiefe Gesteinsschichten der Porenwasserdruck erhöht werden kann. Hierdurch wird die Scherfestigkeit
auf präexistenten Scher-/Bruchflächen herabgesetzt. Wenn die Spannung im Gestein nun schon vorher nahe der Scherfestigkeit lag, kann
dieses Herabsetzen dazu führen, dass die Scherspannung im Untergrund
die Scherfestigkeit überschreitet und somit ein Erdbeben ausgelöst wird.
Bei diesem Vorgang werden bereits im Untergrund vorhandene tektonische Spannungen abgebaut.
Die Erdbebentätigkeit hängt somit entscheidend auch von den hydraulischen Parametern
im Gesteinskörper ab, die durch den Kraftwerksbetrieb beeinflusst werden. Weltweite
Studien zur geothermischen Energiegewinnung, zur Verpressung flüssiger Abfälle im
Untergrund sowie zur hydraulischen Stimulation von Kohlenwasserstoffreservoiren haben gezeigt, dass bei reduziertem Flüssigkeitsdruck und bei reduzierter Fließrate auch
35
eine geringe Seismizität zu erwarten ist. Aus diesem Grund empfiehlt die Expertengruppe
eine fortlaufende seismologische Beobachtung. Bei zu starker Seismizität sollten der Fluiddruck und die Fließrate reduziert werden. Nach derzeitigem Wissensstand breitet sich
injiziertes Wasser durch einen Diffusionsprozess entlang von existierenden Porenräumen
und Kluftzonen im Untergrund aus. Nach einer Änderung der hydraulischen Betriebsparameter stellen sich die neuen Spannungsverhältnisse im Untergrund erst langsam ein, so
dass eine Änderung der Seismizität deshalb erst deutlich später zu erwarten ist. Die Fluidverpressung in Denver wurde z.B. im Februar 1966 wegen der Erdbebentätigkeit gestoppt, aber im Jahr 1967 traten immer noch drei Erdbeben mit einer Magnitude über 5
auf. Hiervon fand ein Erdbeben im April 1967, eins im August 1967 und eins im November 1967 statt. Erst danach nahm die Seismizität ab (Nicholson & Wesson, 1990). Die
Beobachtung, dass größere Ereignisse auch in der Shut-in Periode auftreten können, wurde in der Geothermie erstmals in Soultz-sous-Forêt deutlich. Spürbare Ereignisse traten
dort bei den hydraulischen Stimulationen der Bohrung GPK2 (einen Tag nach einer abschließenden Testinjektion) und der Bohrung GPK3 wenige Tage nach der Einschlussphase auf (z.B. Dorbarth und andere, 2009). In Basel wurde eine hydraulische Stimulation am 8. Dezember 2006 wegen zu hoher Erdbebentätigkeit gestoppt. Dennoch traten am
6. Januar 2007, am 16. Januar 2007 und am 2. Februar 2007 jeweils noch ein Erdbeben
mit einer Magnitude größer als 3 auf (Baisch und andere, 2009). Diese zeitliche Verzögerung zwischen der Beendigung der Fluidverpressung und dem Ende der Erdbebentätigkeit steht im Gegensatz zu den Erfahrungen im Kohlebergbau, wo die (nicht durch Fluide) induzierte Seismizität bei einem Förderstopp noch am selben Tag zurückgeht. Die
Verzögerungszeit hängt unter anderem von der Permeabilität des Untergrundes ab und
kann nach den bisherigen Erfahrungen von einigen Tagen bis zu Monaten, im Extrembeispiel Denver sogar fast zwei Jahre, dauern.
Zusammenfassung: Unerwünscht hohe Seismizität lässt sich nach derzeitigem Wissensstand durch Reduktion der Fluidfließrate und des Fluiddruckes verringern. Die langsame Fluidausbreitung im Untergrund
führt jedoch zu einer zeitlichen Verzögerung zwischen der Änderung
der hydraulischen Parameter einer Geothermieanlage und der daraus
folgenden Änderung der Erdbebentätigkeit. Tritt nun eine unerwünscht
hohe Erdbebentätigkeit auf, kann der Prozess nicht sofort sondern nur
zeitlich verzögert verringert werden.
36
6.3 Besondere Verhältnisse der tiefen Geothermie in Landau
Die geothermischen Bohrungen GtLa1 und GtLa2 des Geothermiekraftwerkes Landau
zielen auf tektonische Störungszonen, die einerseits eine gewünschte hohe Permeabilität
für das heiße Wasser erwarten lassen, andererseits aber auch ein Potential für eine bruchhafte Bewegung beinhalten können (Abbildung 14). Es handelt sich in Landau um ein
natürliches (offenes) hydrothermales System, bei dem die genauen Fliesswege des genutzten Wassers im Untergrund unbekannt sind. Die Förderbohrung und die Reinjektionsbohrung liegen in einem Gebiet mit Hauptverwerfungszonen, die entlang des Rheingrabens hauptsächlich in nordsüdlicher Richtung verlaufen (Abbildung 14). Hieraus
könnte man vermuten, dass ein Großteil des injizierten Wassers von der Reinjektionsbohrung GtLa2 in Klüften entlang einer Störungszone Richtung Norden und Süden fließt
und schwer zur Förderbohrung GtLa1 gelangt.
Abbildung 14: Hauptverwerfungszonen im Bereich Landau, Landepunkte der Förderbohrung GtLa1 und der Reinjektionsbohrung GtLa2 sowie die Lage des Epizentrums des
Erdbebens vom 15. August 2009 (Quelle: LGB Rheinland-Pfalz).
Vom Betreiber wurden in Zusammenarbeit mit der Universität Göttingen sogenannte
Tracer-Untersuchungen durchgeführt. Es wurden am 01.05.2007 während der Testzirkulation 50 kg 1.5 Naphthalinsulfonat in 650 Liter Frischwasser gelöst und als Markie37
rungssubstanz (Tracer) injiziert. Eine Tracer-Antwort wurde nach 650 Tagen an der Produktionsbohrung nachgewiesen, was beweist, dass die beiden Bohrungen im Untergrund
auch tatsächlich verbunden sind. Aus der langen Durchbruchzeit des Tracers ergibt sich
jedoch die Frage, ob eine ausreichende Zirkulation im Untergrund stattfindet oder ob ein
Druckaufbau im Untergrund hervorgerufen wird. Diese Frage konnte von der Expertenrunde nicht abschließend geklärt werden.
Abbildung 15 zeigt, dass der Reinjektionsdruck vor dem Erdbeben am 15.08.2009 über
mehrere Monate hinweg bei einer stabilen Fließrate von ca. 70 l/s um ca. 10 bar von 40
bar auf 50 bar zugenommen hat. Dies könnte dafür sprechen, dass sich der Reservoirdruck erhöht hat. Als weiterer möglicher Grund für die beobachtete Druckzunahme
kommen aber auch die festgestellten Schwerspatablagerungen im kalten Bereich der Leitungen des Kraftwerks in Frage, die sich wahrscheinlich auch in den Untergrund fortsetzen. Ähnliche Ablagerungsprobleme wurden auch an anderen Kraftwerken beobachtet.
In der Expertenrunde wurde darüber hinaus auch diskutiert, ob das plötzliche Abschalten
des Kraftwerks am 15.08.2009 zum Erdbeben geführt haben könnte. Dagegen spricht,
dass zuvor viele andere Abschaltungen (52) zu keinem fühlbaren Erdbeben geführt haben. Grundsätzlich sind Erdbeben auf Grund der langsamen Ausbreitung des Porenfluids
auch dann möglich, wenn die Anlage bereits abgeschaltet ist.
Abbildung 15: Bohrlochkopfdruck in der Reinjektionsbohrung GtLa2 (oben) und Fließrate (unten) als Funktion der Zeit für den Zeitraum Januar 2009 bis September 2009
(Quelle: geo x).
38
7 Empfehlungen der Expertengruppe
Nach derzeitigem Kenntnisstand der Wissenschaft ist eine Erdbebenvorhersage nicht
möglich. Dies bedeutet, dass keine ausreichenden geophysikalischen Modelle und Daten
vorliegen, die es erlauben, exakt vorauszuberechnen, wann an einem bestimmten Ort ein
Erdbeben mit einer bestimmten Magnitude auftritt. Diese Aussage trifft sowohl auf die
natürlicherweise im Oberrheingraben vorkommenden tektonischen Erdbeben als auch auf
die durch tiefe Geothermie verursachten Erdbeben zu. Um die seismische Gefährdung an
einem Standort abzuschätzen wird deshalb üblicherweise eine probabilistische (wahrscheinlichkeitstheoretische) seismische Gefährdungsanalyse durchgeführt. Hierbei wird
die über einen langen Zeitraum in der Vergangenheit beobachtete Seismizität verwendet,
um die Wahrscheinlichkeit zukünftiger Erdbeben einzuschätzen. Auf diese Weise kann
die Wahrscheinlichkeit berechnet werden, mit der ein Erdbeben während eines längeren
zukünftigen Zeitraums auftritt. Letztendlich ist hier sowohl eine Quantifizierung der
seismischen Gefährdung durch induzierte Erdbeben als auch durch natürliche Erdbeben
als Vergleichsbasis durchzuführen. Bei der seismischen Gefährdungsanalyse werden gewisse statistische Gesetzmäßigkeiten über die Auftretenswahrscheinlichkeit von Erdbeben ausgenutzt. Das so genannte Gutenberg-Richter-Gesetz verbindet die Auftretenswahrscheinlichkeit nicht spürbarer Mikroerdbeben mit der Auftretenswahrscheinlichkeit
stärkerer Erdbeben. Ein Beispiel für eine solche mögliche Beziehung wäre die Folgende
(hypothetisches Beispiel, keine Berechnung): „Auf jedes Erdbeben der Magnitude 3 fallen 10 Erdbeben der Magnitude 2, 100 Erdbeben der Magnitude 1, usw.“. Mit Hilfe dieses Gutenberg-Richter-Gesetzes lässt sich also an Hand der bereits beobachteten Mikrobeben die Wahrscheinlichkeit für das zukünftige Auftreten stärkerer Erdbeben abschätzen.
In den folgenden Abschnitten ist die von der Expertengruppe empfohlene Vorgehensweise bei der Abschätzung des mit dem Geothermiekraftwerk verbundenen seismischen Risikos am Standort Landau erläutert.
7.1 Mikroseismische Beobachtungsnetze
Die Hypozentrumsbestimmung für das Erdbeben vom 15. Aug. 2009 hat gezeigt, dass die
vorhandenen Vorgehensweisen und die vom Betreiber zu diesem Zeitpunkt eingesetzten
instrumentellen Messeinrichtungen in Anzahl und Auslegung unzureichend waren, um
die Bevölkerung und die politischen Entscheidungsträger schnell und präzise zu informieren. Um unnötige Diskussionen über unzulängliche Bestimmungen der Lage des Erdbebenherdes zu vermeiden, sollte Sorge getragen werden, dass in Zukunft eine entsprechende seismologische Infrastruktur zur Verfügung steht. Darüber hinaus sollten auch die
schwächeren Erdbeben lückenlos aufgezeichnet werden, um statistisch gesicherte Er39
kenntnisse über die Auftretenswahrscheinlichkeit spürbarer Beben zu gewinnen (z.B. Gutenberg-Richter).
Empfehlung: Die Expertengruppe empfiehlt, Beobachtungsnetze (seismologisches Netz und Immissionsnetz) so auszulegen, dass innerhalb des
Reservoirs Ereignisse deutlich unterhalb der Spürbarkeitsgrenze vollständig aufgezeichnet werden können. Die Genauigkeit bei der Bestimmung der Hypozentren sollte so hoch liegen, dass im Zweifelsfall ein
möglicher Zusammenhang mit der geothermischen Nutzung hergestellt
bzw. ausgeschlossen werden kann.
Eine qualifizierte seismologische Analyse benötigt mehr Messstellen als ein einzelner
Betreiber sinnvoll einrichten kann. Für manche Untersuchungsmethoden (z.B. Herdflächenlösungen) müssen auch Seismogramme ausgewertet werden, die nicht auf dem Konzessionsgelände erhoben werden können, sondern in größerer Entfernung gemessen werden müssen.
Empfehlung: Die Expertengruppe empfiehlt, dass die Betreiber angehalten werden, die kontinuierlichen seismologischen Wellenformdaten in
Echtzeit in ein gemeinsames Datenzentrum einfließen zu lassen sowie
vereinheitlichte und abgestimmte seismologische Datenformate zu verwenden.
Als Vorbild hierzu könnte das Deutsche Seismologische Regionalnetz (GRSN, German
Regional Seismic Network) dienen. Alle gewonnenen seismologischen Daten können
dann gemeinsam durch verschiedene Betreiber und auch durch die staatlichen Erdbebendienste genutzt werden. Durch eine Echtzeitübertragung ist neben der schnellen Auswertung und Information auch eine ständige Kontrolle der Funktionsfähigkeit der Aufnahmesysteme sowie der Datenqualität gewährleistet. Entsprechende Gespräche hierzu wurden
bei einem Treffen auf Einladung des Landesamtes für Geologie und Bergbau RheinlandPfalz (LGB) am 12.08.2010 in Mainz bereits geführt.
Empfehlung: Um eine zusätzliche qualifizierte Auswertung der seismologischen Messungen der Betreiber durch einen unabhängigen Dritten
zu gewährleisten, sollten dem Landeserdbebendienst Rheinland-Pfalz
die Wellenformdaten in Echtzeit zur Verfügung gestellt werden.
7.2 Seismische Gefährdungsanalyse für den Standort Landau
Neben der Eingangs genannten seismischen Gefährdung auf Grund natürlicher Erdbeben
sollte für den Standort Landau die Berechnung der seismischen Gefährdung auf Grund
induzierter Erdbeben mit einer probabilistischen seismischen Gefährdungsanalyse durch40
geführt werden. Das typische Ergebnis einer solchen Berechnung könnte folgendermaßen
aussehen (hypothetisches Beispiel, keine Berechnung): „Die Überschreitenswahrscheinlichkeit einer maximalen Bodenschwinggeschwindigkeit von PGV = 3 mm/s innerhalb
der nächsten 30 Jahren bei konstanten hydraulischen Parametern der Geothermianlage
beträgt 10%, während die Überschreitenswahrscheinlichkeit einer maximalen Bodenschwinggeschwindigkeit von PGV = 30 mm/s bei 1% liegt“.
Empfehlung: Die Expertengruppe empfiehlt, die Berechnung der Überschreitenswahrscheinlichkeit als Funktion der maximalen Bodenschwinggeschwindigkeit (seismische Gefährdungskurve) innerhalb der
angenommenen Laufzeit der Geothermieanlage (z.B. 30 Jahre) als Maß
für die seismische Gefährdung durchzuführen.
Notwendige Schritte zur Berechnung sind die Bestimmung einer Abklingrelation der maximalen Bodenschwinggeschwindigkeit (PGV, peak ground velocity) mit der Entfernung
vom Erdbebenherd für induzierte (und somit flache) Erdbeben. Hierbei muss auch die
Variabilität (aleatorische Unsicherheit) berücksichtigt werden, die sich aus dem unvollständigen Wissen zu zukünftigen Erdbebenherdmechanismen, lokalen Standorteffekten,
größtenteils unbekannter dreidimensionaler Untergrundstruktur und anderen unbekannten
Faktoren ergibt. Das Seismizitätsmodell sollte an Hand der bereits aufgetretenen induzierten Seismizität und mit Hilfe des Gutenberg-Richter-Gesetzes bestimmt werden. Ob
bei großen Magnituden Abweichungen vom Gutenberg-Richter-Gesetz zu erwarten sind,
ist zur Zeit noch Gegenstand aktueller Forschung. Daher ist die seismische Gefährdung
für verschiedene Modellannahmen zur Maximalmagnitude jeweils alternativ zu berechnen. Als konservative Abschätzung ist die Gutenberg-Richter-Relation bei großen Magnituden durch eine Maximalmagnitude zu begrenzen, die dem größtmöglichen Erdbeben im
Oberrheingraben entspricht. Als alternative Abschätzung ist die Gutenberg-RichterRelation bei großen Magnituden durch eine Maximalmagnitude zu begrenzen, die sich
aus der Reservoirgröße ergibt. Die Abschätzung der Reservoirgröße ist zu belegen (z.B.
Relativlokalisationen der Mikroerdbeben zur Abschätzung der Größe der seismisch aktiven Region). Neben der Gefährdungskurve (Überschreitens-wahrscheinlichkeit als Funktion der Bodenschwinggeschwindigkeit) für den am stärksten gefährdeten Standort sollte
die zu erwartende Bodenschwinggeschwindigkeit (z.B. bei einer Überschreitenswahrscheinlichkeit von 10% in 30 Jahren) auch auf einer Gefährdungskarte flächenhaft berechnet werden.
Bei hoher seismischer Gefährdung ist zusätzlich eine Abschätzung der Anzahl der gefährdeten Gebäude in der Stadt vorzunehmen, um das Risiko möglicher Schäden zu
bestimmen (Risiko = Gefährdung * Verletzlichkeit). Des Weiteren empfiehlt die Expertengruppe in diesem Fall auch eine Simulation (Szenario) der Auswirkungen des angenommenen Maximalbebens an der Erdoberfläche innerhalb des deterministischen Ansatzes durchzuführen, wobei die Maximalmagnitude aus der Reservoirgröße zu ermitteln ist.
41
Nachdem die seismische Gefährdung für die angenommenen hydraulischen Betriebsparameter berechnet wurde, sollte die Änderung der seismischen Gefährdung bei einer Änderung der hydraulischen Betriebsparametern abgeschätzt werden.
7.3 Numerische Modellierung
Eine wichtige Annahme bei der Berechnung der seismischen Gefährdung mit bekannten
Standardmethoden der Ingenieurseismologie ist, dass die verursachenden Kräfte zeitlich
konstant sind. Die über einen langen Zeitraum in der Vergangenheit beobachtete Seismizität wird verwendet, um die Wahrscheinlichkeit zukünftiger Erdbeben einzuschätzen. Im
Fall induzierter Erdbeben ist jedoch die verursachende Kraft die menschliche Aktivität,
die eine Zeitabhängigkeit ins Spiel bringen kann. Spannungsänderungen im Untergrund
sind insbesondere zu Beginn des Kraftwerkbetriebs zu erwarten. Wenn die Reinjektionsbohrung und die Förderbohrung im Untergrund ausreichend verbunden sind, sollte sich
nach einer gewissen Zeit ein neuer Gleichgewichtszustand einstellen, in dem keine weiteren Spannungsänderungen mehr auftreten.
Empfehlung: Um das Problem der möglichen Zeitabhängigkeit der
seismischen Gefährdung zu lösen, empfiehlt die Expertengruppe, numerische Reservoirmodellierungen durchzuführen. Hierbei sollte die durch
das Geothermiereservoir verursachte hydraulische Druckausbreitung,
die thermische Kontraktion und die daraus resultierenden Spannungsänderungen im Untergrund abgeschätzt werden.
Voraussetzung hierzu ist die Erstellung eines detaillierten geologischen Modells des geothermischen Reservoirs und seiner Umgebung inklusive der Störungszonen. Es sollte abgeschätzt werden, nach welchem Zeitraum ein Gleichgewichtszustand erreicht wird, in
dem keine weitere Druckausbreitung/Reservoirausdehnung mehr auftritt. Die Auswirkungen von Spannungsänderungen an den maßgeblichen Störungen im näheren Umfeld
des geothermischen Reservoirs nach langjährigem Zirkulationsbetrieb und damit verbundene mögliche getriggerte Erdbeben sind zu untersuchen. Hierbei sind sowohl die Störungen im Bereich der Förderbohrung als auch im Bereich der Reinjektionsbohrung hinsichtlich induzierter und getriggerter Seismizität zu untersuchen. Wenn die Reservoirmodellierung ergibt, dass die Förderbohrung und die Reinjektionsbohrung in Landau hydraulisch nicht ausreichend verbunden sind, so dass über einen längeren Zeitraum eine
weitere Spannungszunahme im Untergrund zu erwarten ist, sollten Entlastungsbohrungen
in Betracht gezogen werden.
42
7.4 Reaktionsschema und Beweissicherung bei unerwarteter Seismizität
Das oben vorgeschlagene Konzept basiert auf einer kontinuierlichen Überwachung der
Seismizität, einer quantitativen Berechnung der seismischen Gefährdung sowie einer
Abschätzung der zeitlichen Entwicklung der seismischen Gefährdung. Hierdurch soll
gewährleistet werden, dass unerwünschte starke Erdbeben sehr unwahrscheinlich sind.
Empfehlung: Die Expertengruppe empfiehlt, bereits im Voraus ein
Reaktionsschema zu erstellen, falls unerwünschte Erdbeben wider
Erwarten auftreten sollten. In diesem Reaktionsschema soll bereits im
Vorfeld festgelegt werden, wie beim Eintreten bestimmter Seismizität zu
reagieren ist.
Das Reaktionsschema sollte hier immer eine Schadensvermeidung zum Ziel haben, d.h.
hier sind entsprechende Maßnahmen im Falle verstärkter seismischer Aktivität
vorzusehen.
Empfehlung: Die Beweissicherung soll im Schadensfall eine schnelle
Regulierung garantieren. Hierzu empfiehlt die Expertengruppe den
Aufbau
eines
Messnetzes
zur
Bestimmung
der
Bodenschwinggeschwindigkeit nach DIN 4150.
In dieser Norm wird ein Zusammenhang zwischen Gebäudeschäden und maximalen
Bodenschwinggeschwindigkeiten hergestellt. Bei direkter Messung der maximalen
Bodenschwinggeschwindigkeit kann neutral und unabhängig festgestellt werden, ob ein
beobachteter Schaden durch ein aufgetretenes Erdbeben verursacht sein könnte. Dies
ermöglicht die schnelle Regulierung möglicher Schadensfälle, falls entgegen des
Konzepts doch stärkere Erdbeben auftreten.
Die Einrichtung eines Immissionsnetzes nach DIN 4150 zur Beweissicherung wurde als
Auflage vom Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz (LGB) im Rahmen
des Genehmigungsverfahrens als Bergbehörde im bergrechtlichen Betriebsplan zur Fortführung des Probebetriebes bereits aufgenommen.
43
8 Ausblick und Forschungsbedarf
Der Forschungsverbund MAGS (Konzepte zur Begrenzung der mikroseismischen Aktivität bei der energetischen Nutzung geothermischer Systeme im tiefen Untergrund) gründete sich als Reaktion auf das Erdbeben von Landau. Das Forschungsprojekt wird seit dem
1.5.2010 für eine Dauer von drei Jahren vom Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit (BMU) gefördert. Im Rahmen des Verbundes soll die Seismizität an verschiedenen deutschen Geothermiekraftwerken genau gemessen und charakterisiert werden. Die seismische Gefährdung an Standorten, die Seismizität im Kraftwerkbetrieb zeigen, soll berechnet und mit der Gefährdung durch natürliche Erdbeben
verglichen werden. Des Weiteren sollen Strategien zur Vermeidung spürbarer Seismizität
bei hydraulischen Stimulationen und im Dauerbetrieb geothermischer Kraftwerke entwickelt werden. Schließlich soll das Verbundprojekt zu einem verbesserten Prozessverständnis zum Entstehen fluid-induzierter Erdbeben beitragen. Der Forschungsverbund
MAGS wird von der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) in Hannover koordiniert. Neben der BGR sind das Karlsruher Institut für Technologie, die Ludwig-Maximilians-Universität München, die Freie Universität Berlin sowie die Technische Universität Clausthal beteiligt.
Empfehlung: Die Expertengruppe empfiehlt eine enge Zusammenarbeit
zwischen Industrie und Forschung (insbesondere MAGS-Projekt), um
die noch offenen Fragen zur fluid-induzierten Seismizität bei tiefer Geothermie in Deutschland wissenschaftlich fundiert zu klären und anschließend die neuen Erkenntnisse schnell in die Praxis umzusetzen.
Ein zweites Forschungsprojekt ist das GEISER-Projekt (Geothermal Engineering Integrating Mitigation of Induced SEismicity in Reservoirs). Es wird von der Europäischen
Kommission mit finanziert und hat das Ziel, zum Verständnis des Prozesses beizutragen
aber auch Vermeidungsstrategien zu entwickeln. Das Deutsche GeoForschungsZentrum
(GFZ) in Potsdam koordiniert das Projekt, das im Januar 2010 begann und für 3,5 Jahre
gefördert wird. Die 12 weiteren Partner aus Industrie, Wissenschaft und öffentlichem
Dienst kommen aus 6 verschiedenen europäischen Ländern. Zudem ist über ein Partnerprojekt in den USA die Integration von amerikanischen Partnern in die Projektarbeiten
gelungen. Schwerpunkte des Projekts sind die Analyse seismischer Daten induzierter Ereignisse, geomechanische Modellierungen der Prozesse, Gefährdungsanalysen (sowohl
probabilistisch als auch deterministisch) sowie Vermeidungsstrategien. Für die Analyse
werden Datensätze von verschiedenen europäischen Ereignissen sowie aus den USA genutzt. Zudem sollen Messungen bei den Fördertests im Bohrprojekt Campi Flegrei in
Süditalien durchgeführt werden.
Darüber hinaus hat das Forschungskollegium Physik des Erdkörpers e.V. (FKPE) eine
Arbeitsgruppe "Induzierte Seismizität" eingerichtet, die sich mit induzierten Erdbeben bei
44
Geothermie, CO2-Speicherung, Erdgasförderung/Gasspeicherung und beim Bergbau beschäftigt. Das Hauptziel der Arbeitsgruppe ist es, Standards zur Instrumentierung seismischer Überwachungsnetze, zur Unterscheidung natürlicher und induzierter Seismizität
sowie zu Gutachtenanforderungen bei der seismischen Gefährdungsanalyse zu formulieren und zu etablieren.
Auf Grund der verschiedenen Aktivitäten ist in den nächsten Jahren mit einem starken
Wissensanstieg zu Fragestellungen der fluid-induzierten Seismizität in Deutschland zu
rechnen.
45
Literaturverzeichnis
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7 Seiten plus elektronischer Anhang.
Healy, J.H., Rubey, W.W., Grigs, D.T. und C.B. Raleigh, 1968. The Denver earthquakes,
Science 161, 1301 – 1310.
Kästli, P. & Fäh, D., 2006. Rapid estimation of macroseismic effects and shake maps
combining macroseismic and instrumental data, in Proceedings of the First European
Conference on Earthquake Engineering and Seismology (13th ECEE & 10th ESC),
Geneva, Switzerland, 3–8 September 2006.
Nicholson, C. & Wesson, R. L., 1990. Earthquake hazard associated with deep well injection – a report to the U.S. environmental protection agency, U. S. Geological Survey
Bulletin 1951, U. S. Geological Survey, Reston, VA, United States.
Sponheuer, W., 1960. Methoden zur Herdtiefenbestimmung in der Makroseismik- Freib.
Forsch.-H. C 88: pp. 117; Akademie Verlag Berlin.
Schweitzer, J., 2001. HYPOSAT – an enhanced routine to locate seimic events. Pure and
Applied Geophysics, Volume 158, Issue 1-2, pp. 277-289.
46
Glossar
DIN 4150: Die DIN 4150 befasst sich mit den Erschütterungen im Bauwesen. Es werden
darin Beurteilungsmaßstäbe für die Grenzen der Schädlichkeit von Erschütterungsemissionen, die auf Gebäude und Menschen in Gebäuden einwirken, angegeben.
Epizentrum: Punkt des Erdbebens über dem Erdbebenherd an der Erdoberfläche, der
z. B. über die Koordinaten Länge und Breite angegeben wird.
Gutenberg-Richter-Gesetz: Dieses Gesetz stellt einen Zusammenhang zwischen der
Magnitude von Erdbeben und der Häufigkeit ihres Auftretens in einer bestimmen Region
während eines bestimmten Zeitintervalls her. Bei sehr großen Magnituden gilt das Gutenberg-Richter-Gesetz nicht mehr (siehe Maximalmagnitude).
Hydraulische Stimulation: Die hydraulische Stimulation ist eine Methode zur Verbesserung der natürlichen Permeabilität. Durch Verpressen von Fluiden werden großflächige
Risse mit hoher Durchlässigkeit erzeugt (hydraulic fracturing), durch die später Wasser
fließen und sich erwärmen kann.
Hypozentrum: Das Hypozentrum ist der Punkt, von dem das Erdbeben ausgeht, entspricht also dem Ursprung der Bruchfläche. Das Hypozentrum wird durch die Koordinaten Länge und Breite sowie seine Tiefe unter der Erdoberfläche angegeben.
Intensität: Die Intensität ist ein Maß für die Auswirkung von Erdbeben auf Landschaft,
Straßen oder Gebäude und kommt im Gegensatz zur instrumentell bestimmten Magnitude
ohne Messinstrumente aus (Makroseismik). Die Festlegung erfolgt anhand der menschlichen Empfindungen und Beobachtungen sowie anhand der Auswirkungen des Erdbebens
auf Landschaft, Straßen oder Gebäude. Je nach örtlichen Gegebenheiten kann ein einzelnes Beben, das nach einer der verschiedenen Skalen eingestuft wurde, an verschiedenen
Orten unterschiedliche Stärken besitzen.
Isoseiste: Die Isoseiste verbindet auf einer makroseismischen Karte die Punkte gleicher
seismischer Intensität.
Magnitude: Die Magnitude ist ein Maß für die Stärke von Erdbeben, das aus der Messung von Maximalamplituden in Seismogrammen abgeleitet wird.. Es existiert eine Vielzahl von Magnituden, vorwiegend unterschieden nach dem Wellentyp mit dem sie bestimmt wird. Die gebräuchlichste Magnitude ist die Richtermagnitude, die auch Lokalmagnitude genannt wird. Die Magnitude geht auf den kalifornischen Seismologen Rich47
ter zurück. Die von Richter gefundene Beziehung zwischen Maximalausschlag im Seismogramm und der Entfernung zum Epizentrum wird genutzt, um aus dem Abklingverhalten der Amplitude auf die Stärke des Bebens zu schließen. Die Richter-Magnitude bezieht sich auf Strahlen, die größtenteils in der Erdkruste verlaufen und ist damit nur gültig
bis zu Entfernungen zwischen 600 und 1000km (daher auch der Name Lokalmagnitude).
Makroseismik: Nichtinstrumentelle Beschreibung der Auswirkungen eines Erdbebens.
Probabilistische Gefährdungsanalyse: Die probabilistische Gefährdungsanalyse beruht
auf der Wahrscheinlichkeitstheorie. Die über einen langen Zeitraum der Vergangenheit
beobachtete Seismizität wird dabei als Grundlage verwendet, um die Wahrscheinlichkeit
zukünftiger Erdbeben einzuschätzen.
Maximalmagnitude: Die Maximalmagnitude beschreibt eine Abweichung vom Gutenberg-Richter-Gesetz. Nach dem Gutenberg-Richter-Gesetz sind beliebig große Erdbeben
möglich, die jedoch mit zunehmender Magnitude immer unwahrscheinlicher werden. Die
Maximalmagnitude begrenzt die Gültigkeit des Gutenberg-Richter-Gesetz bei großen
Magnituden, in dem die Wahrscheinlichkeit des Auftretens solcher Erdbeben auf Null
gesetzt wird. (Eine hohe Maximalmagnitude führt nicht zwangsläufig zu einer hohen
seismischen Gefährdung, da die Auftretenswahrscheinlichkeit eines solchen Erdbebens
sehr klein sein kann.)
Peak Ground Velocity (PGV): Maximale Bodenschwinggeschwindigkeit.
P-Welle: Die P-Welle oder Primärwelle schwingt in Ausbreitungsrichtung (Longitudinalwelle) und kann sich in festen Körpern, Flüssigkeiten und Gasen ausbreiten. Es handelt sich dabei um eine Verdichtungswelle (auch: Druck- oder Kompressionswelle). In
der Luft entspricht sie der Schallwelle. In der Erdkruste liegt die Geschwindigkeit der PWellen typischerweise zwischen 5000 bis 7000 m/s, in oberflächennahen Schichten, insbesondere in Sedimenten, ist die Geschwindigkeit teilweise auch deutlich niedriger (zum
Vergleich: P-Wellengeschwindigkeit in Luft ca. 340 m/s, in Granit ca. 5000 m/s, in Wasser ca. 1500 m/s). Im Erdmantel beträgt die P-Wellen-Geschwindigkeit um die 8000 m/s.
RMS-Wert: Root Mean Square = Quadratischer Mittelwert. Für die Berechnung des
RMS einer Zahlenreihe werden zunächst die Quadrate aller Zahlenwerte addiert und
durch ihre Anzahl n dividiert. Die Quadratwurzel daraus ergibt den RMS-Wert. Der
RMS-Wert wird oft als Maß für die Abweichung zwischen beobachteten und modellierten Daten verwendet.
48
Seismische Gefährdung: Die seismische Gefährdung ist ein Maß für die Wahrscheinlichkeit des Überschreitens einer bestimmten Stärke der Bodenerschütterungen oder einer
bestimmten Intensität in einer vorgegebenen Region und einem vorgegebenen Zeitintervall.
Seismisches Risiko: Das seismische Risiko definiert sich als Produkt aus der seismischen Gefährdung und der Vulnerabilität (Verletzlichkeit) einer Region.
S-Welle: Die S-Welle oder Sekundärwelle schwingt quer zur Ausbreitungsrichtung
(Transversalwelle). Da sie mit einer Scherung des Ausbreitungsmediums einhergeht,
wird sie auch Scherwelle genannt. S-Wellen können sich in nur in festen Körpern, jedoch
nicht in Flüssigkeiten oder Gasen ausbreiten, da die beiden letzteren keine (nennenswerte) Scherfestigkeit aufweisen. Man kann daher flüssige Bereiche im Erdinneren daran erkennen, dass sich dort keine S-Wellen ausbreiten. Für die S-Welle ergeben sich Geschwindigkeiten von 3000–4000 m/s in der Erdkruste und etwa 4500 m/s im Erdmantel.
In oberflächenahen Bereichen insbesondere in Sedimenten ist die Geschwindigkeit teilweise auch deutlich niedriger als 3000 m/s.
Wadati-Diagramm: In einem Wadati-Diagramm werden die gemessenen Laufzeitdifferenzen-Laufzeiten ts–tp zwischen S- und P-Wellen in Abhängigkeit von der Einsatzzeit
tp der P-Welle graphisch aufgetragen. Aus der Steigung erhält man das vp/vs-Verhältnis.
Der Schnittpunkt der Gerade mit der x-Achse gibt die Herdzeit wieder.
49
Abkürzungen:
ASC
Applied Seismology Consultants
BGR
Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe
BMU
Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit
EMS-98
European Macroseimic Scale (von 1998)
FKPE
Forschungskollegium Physik des Erdkörpers e.V.
KIT
Karlsruher Institut für Technologie
LED
Erdbebendienst des Landesamts für Geologie, Rohstoffe und Bergbau,
Baden-Württemberg
LER
Landeserdbebendienst Rheinland-Pfalz
LGB-RLP
Landesamt für Geologie und Bergbau, Rheinland-Pfalz
MESZ
Mitteleuropäische Sommerzeit
ORC
Organic Rankine Cycle
PGV
Peak Ground Velocity
RMS
Root Mean Square
50
Anhänge
Anhang A
Kurzform der Europäischen Makroseismischen Skala EMS-98 (Grünthal und andere,
1998). Sie stellt eine sehr starke Vereinfachung und Generalisierung der ausführlichen
Fassung dar. Diese Kurzform ist ausdrücklich nicht dafür geeignet, um einzelnen Beobachtungen Intensitäten zuzuordnen.
EMS
Intensität
Definition
Beschreibung der maximalen Wirkungen
(stark verkürzt)
I
nicht fühlbar
Nicht fühlbar
II
kaum
bemerkbar
Nur sehr vereinzelt von ruhenden Personen wahrgenommen.
III
Schwach
IV
Deutlich
V
Stark
VI
leichte Gebäudeschäden
VII
Gebäudeschäden
VIII
schwere Gebäudeschäden
IX
zerstörend
X
sehr zerstörend
XI
verwüstet
XII
vollständig verwüstet
Von wenigen Personen in Gebäuden wahrgenommen.
Ruhende Personen fühlen ein leichtes Schwingen oder Erschüttern.
Im Freien vereinzelt, in Gebäuden von vielen Personen wahrgenommen.
Einige Schlafende erwachen. Geschirr und Fenster klirren, Türen klappern.
Im Freien von wenigen, in Gebäuden von den meisten Personen wahrgenommen. Viele Schlafende erwachen. Wenige werden verängstigt. Gebäude werden
insgesamt erschüttert. Hängende Gegenstände pendeln stark, kleine Gegenstände werden verschoben. Türen und Fenster schlagen auf oder zu.
Viele Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Einige Gegenstände fallen
um. An vielen Häusern, vornehmlich in schlechterem
Zustand, entstehen leichte Schäden wie feine Mauerrisse und das Abfallen von
z. B. kleinen Verputzteilen.
Die meisten Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Möbel werden verschoben. Gegenstände fallen in großen Mengen aus Regalen. An vielen Häusern solider Bauart treten mäßige Schäden auf (kleine Mauerrisse, Abfall von
Putz, Herabfallen von Schornsteinteilen). Vornehmlich Gebäude in schlechterem Zustand zeigen größere Mauerrisse und Einsturz von Zwischenwänden.
Viele Personen verlieren das Gleichgewicht. An vielen Gebäuden einfacher
Bausubstanz treten schwere Schäden auf; d. h. Giebelteile und Dachsimse stürzen ein. Einige Gebäude sehr einfacher Bauart stürzen ein.
Allgemeine Panik unter den Betroffenen. Sogar gut gebaute gewöhnliche Bauten zeigen sehr schwere Schäden und teilweisen Einsturz tragender Bauteile.
Viele schwächere Bauten stürzen ein.
Viele gut gebaute Häuser werden zerstört oder erleiden schwere Beschädigungen.
Die meisten Bauwerke, selbst einige mit gutem erdbebengerechtem Konstruktionsentwurf und -ausführung, werden zerstört.
Nahezu alle Konstruktionen werden zerstört.
51
Anhang B
Abkürzungen und Beschreibungen der Geschwindigkeits-Tiefenmodelle, die zur Lokalisierung verwendet wurden.
Modell-Name
Beschreibung
A-I
Untergrundmodell der geo x GmbH
Modell A-I entspricht dem „Standardmodell“ von geo x, das im
Sommer 2009 verwendet wurde. Die Schichtgrenz-Tiefen stammen
aus den Bohrungen, die vp(z) und vs(z) Werte sind der Lithologie
von Soultz s.F. entnommen.
Untergrundmodell der geo x GmbH
Für A-II wurde in A-I das Verhältnis vp/vs im Sedimentgestein erhöht. Dies bewirkt eine geringere Entfernung des Hypozentrums
von einer Station, wenn die Differenzlaufzeit ts-tp als EingabeParameter benutzt wird.
Lokales Intervall-Geschwindigkeitsmodell
Modell B ist eine Variation der Geschwindigkeit mit mittleren Intervall-Geschwindigkeiten, welche die Firma DMT für die Auswertung der Reflexionsseismik verwendet hat. Hierbei ist vp größer als
in A-I, vs wurde über ein angenommenes vp/vs bestimmt.
Lokales Intervall-Geschwindigkeitsmodell
Für Modell C wurden Intervall-Geschwindigkeiten (vp) aus dem
Bereich Offenbach an der Queich benutzt. Diese können alternativ
zu A-I oder B als repräsentativ für Landau angesehen werden. vs
wurde aus geschätztem vp/vs bestimmt, wobei in den Sedimenten
typische Werte vp/vs >(3)1/2 angenommen wurden.
Untergrundmodell für Soultz-sous-Forêts
In Modell D wurden Geschwindigkeitswerte aus dem Startmodell
von Cuenot und andere (2008) benutzt, welches für Soultz s.F. aus
den dort bekannten Werten aufgestellt wurde.
Modell aus der lokalen Lithologie und Struktur (Modell A-I) mit
zugehörigen Geschwindigkeitswerten aus der Literatur sowie erhöhtem vp/vs Wert in den Sedimenten.
Wie Modell E mit weiter erhöhtem vp/vs Wert in den oberen Sedimenten.
Wie Modell F mit einer weiteren flachen Schicht in den känozoischen Sedimenten und erhöhtem vp/vs oberhalb 1,86 km Tiefe.
Modell mit dem neuen DMT Geschwindigkeitsmodell (Dezember
2009). Intervallgeschwindigkeiten (down hole) für den Bereich der
Bohrung GTLa2.
A-II
B
C
D
E
F
G
I
52
Anhang C
Von der BGR bestimmte Einsatzzeiten für das Erdbeben vom 15. August 2010 bei Landau.
Station
Phase
Einsatzzeit
SOS3
Pg
15 August 2010 12:10:53.403
SOS2
Pg
15 August 2010 12:10:53.485
SOS2
Sg
15 August 2010 12:10:55.020
TMO50
Pg
15 August 2010 12:10:53.100
TMO50
Sg
15 August 2010 12:10:54.463
STS4
Pg
15 August 2010 12:10:53.543
STS4
Sg
15 August 2010 12:10:55.435
TMO53
Pg
15 August 2010 12:10:53.399
TMO53
Sg
15 August 2010 12:10:54.980
TMO22
Pg
15 August 2010 12:10:53.888
SOS6
Pg
15 August 2010 12:10:53.807
SOS6
Sg
15 August 2010 12:10:55.757
TMO54
Pg
15 August 2010 12:10:54.007
TMO54
Sg
15 August 2010 12:10:56.188
TMO51
Pg
15 August 2010 12:10:54.029
TMO51
Sg
15 August 2010 12:10:56.075
TMO52
Pg
15 August 2010 12:10:54.338
TMO52
Sg
15 August 2010 12:10:56.711
TMO07
Pg
15 August 2010 12:10:57.819
TMO07
Sg
15 August 2010 12:11:02.461
SW27
Pg
15 August 2010 12:10:53.744
SW27
Sg
15 August 2010 12:10:55.688
53
HS5
Pg
15 August 2010 12:10:54.079
HS5
Sg
15 August 2010 12:10:56.239
AH11
Pg
15 August 2010 12:10:54.381
AH11
Sg
15 August 2010 12:10:56.599
IMS
Pg
15 August 2010 12:11:00.557
IMS
Sg
15 August 2010 12:11:06.568
PEB
Pg
15 August 2010 12:10:58.175
PEB
Sg
15 August 2010 12:11:02.558
54